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La Haute Montagne calcaire

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Richard Maire

Deuxième partie. Les remplissages endokarstiques

Chapitre X. Les concretionnements endokarstiques de montagne (Répartition des spéléothèmes, micromorphologie, genèse, datations U/Th et apport à la chronologie du Quaternaire continental)

Texte intégral

INTRODUCTION

1Les concrétions endokarstiques étudiées se situent dans des réseaux karstiques de montagne se développant aussi bien sous l'étage supra-forestier que sous l'étage forestier. Les phases de concrétionnement sont dues aux réchauffements interglaciaires ou interstadiaires alors que les phases d'arrêt et d'érosion-corrosion sont dues aux glaciations : ce phénomène est net dans les hauts karsts ayant été englacés pendant les périodes froides. A partir des explorations spéléologiques, l'étude de la répartition spatiale des spéléothèmes de montagne montre leur développement prépondérant sous l'étage forestier.

2L'analyse micromorphologique a été effectuée en collaboration étroite avec S. POMEL (interprétation des lames minces, détermination des pollutions) ; elle met en évidence les phases de croissance, d'interruption et de corrosion interne, de même que les types de contamination et de recristallisation, tout spécialement sur la signification environnementale des spéléothèmes. Les concrétions mises à jour sont les témoins de cavités disparues et de l'abaissement des surfaces karstiques de haute montagne par l'érosion mécanique glaciaire et la dissolution. La genèse des spéléothèmes n'est pas toujours simple en raison des vicissitudes de croissance. L'accent est mis sur les types de contaminations (détritiques, organiques, éléments-traces, éléments radioactifs) piégées à l'intérieur de la calcite par les eaux de percolation (parties I, II et III).

3Les parties IV et V sont consacrées à l'analyse radiométrique U/Th des concrétions. Les datations ont été effectuées par le "Centre d'Etudes et de Recherches Appliquées au Karst" (C.E.R.A.K.), à la Faculté Polytechnique de Mons (Belgique), grâce aux soins de Y. QUINIF, d'abord dans le cadre de recherches communes sur le réseau de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl.) (chap. XII), ensuite sur des séries d'échantillons provenant surtout des Alpes françaises du Nord. Les concrétions de haute montagne constituent souvent un matériau calcitique de bonne qualité en raison de leur pureté (faible contamination détritique et pédologique) et de leur compacité, surtout quand elles sont riches en uranium (jusqu'à plus de 100 ppm à la Pierre St.-Martin).

4Associée à l'étude des remplissages détritiques d'origine fluvio-glaciaire, la datation U/Th des spéléothèmes apporte une contribution à l'étude du Quaternaire continental dans la mesure où la plupart des dépôts externes (moraines, remplissages lacustres) ne sont calés chronologiquement que par le 14C, méthode limitée entre 35 et 40 ka BP environ (1 ka = 1000 ans). En se fondant sur les résultats radiométriques obtenus par d'autres auteurs, en particulier en Europe et en Amérique du Nord, on étudie la valeur et la limite des diagrammes de distribution des âges U/Th. Les relations faites avec la chronologie isotopique de l'18O dans les carottes océaniques sont acceptables entre 0 et 200-230 ka. Deux interglaciaires d'importance égale apparaissent dans la plupart des hauts karsts :

  • le Riss-Würm (ou Eemien s.l.), vers 70-130 ka (stade 5 de la chronologie océanique) ;
  • l'interglaciaire de 170-230 ka (stade 7 de la chronologie océanique).

5Les deux autres interglaciaires vers 300 et 400 ka sont moins bien cadrés, mais leur existence est vérifiée. Grâce à ce calage radiométrique, on constate que la terminologie multirégionale devient imprécise et peu corrélable au-delà de l'Eemien.

6NB : le mot "spéléothèmes" est employé, comme chez les anglo-saxons, dans le sens de concrétionnements endokarstiques (stalactites, stalagmites, planchers...).

I - DISTRIBUTION ET MORPHOLOGIE DES SPELEOTHEMES

7Dans les structures plongeantes à grande dénivellation, les réseaux endokarstiques présentent un étagement altitudinal des concrétionnements car ils se développent sous les zones alpine (supraforestière), subalpine (semi-forestière) et montagnarde (forestière), et parfois sous la zone glaciaire dans leur partie amont. On constate que les spéléothèmes préholocènes sont présents à toute altitude ; par contre, il existe une augmentation importante des formes actives sous le karst forestier actuel qui contraste avec leur pauvreté sous l'étage supraforestier.

8Indices d'amélioration climatique et de couverture pédologique, les spéléothèmes sont des enregistreurs paléoclimatiques remarquables dans les karsts de haute montagne où les seuils morphoclimatiques (forêt, englacement) fluctuent avec les cycles climatiques. En fonction de leur état de conservation, on distingue deux types :

  • les concrétions compactes, sans corrosion interne (système chimique fermé) ;
  • les concrétions altérées (système chimique ouvert).

Figure 256 : Etagement du concrétionnement holocène-actuel dans le réseau du BU56 (Pyrénées, Navarre-Espagne) se développant à cheval sous les étages alpin, subalpin et montagnard. On observe une augmentation progressive du concrétionnement à partir de l'étage subalpin (semi-forestier) ; celui-ci devient abondant lorsque la cavité se situe sous l’étage montagnard (forestier). 1. Tracé du réseau souterrain. 2. Flyschs maestrichtiens.3. Calcschistes campaniens. 4. "Calcaires des canyons" du Santonien. 5. Socle hercynien.

Figure 257 : Autre exemple d'étagement du concrétionnement holocène-actuel dans deux grands réseaux du Haut-Giffre (Alpes de Hte.-Savoie, Fr.) : les gouffres Mirolda et Jean-Bernard.
– Dans le réseau Mirolda se développant dans la Montagne du Criou, on observe un étagement classique du concrétionnement, identique à celui du BU56 (fig. 1), bien que la partie située sous le karst forestier ne soit pas connue.
– Dans le réseau Jean-Bernard, se développant de 2200 à 700 m d'altitude environ, on constate la quasi-absence du concrétionnement fonctionnel, aussi bien sous l'étage alpin que sous le recouvrement de l'écaille du Criou qui joue le rôle d'écran (absence d'infiltrations issues des étages semi-forestier et forestier).

Photo 185 : Dans le réseau du BU56, vers – 800 m, au sommet du canyon Roncal (Pyrénées, Navarre/Esp.). Le concrétionnement fonctionnel commence à se développer nettement à partir de – 800 m, lorsque le réseau se développe sous l'étage montagnard semi-forestier.

A. ETAGEMENT ALTITUDINAL DU CONCRETIONNEMENT

9Dans les réseaux karstiques de montagne des latitudes tempérées, entre 2200 et 2800 m d'altitude, les concrétionnements actuels et holocènes sont absents ou rares. En revanche, il peut exister aux mêmes altitudes des concrétions importantes d'âge interglaciaire (partie IV) dans des conduits inactifs.

10Les réseaux souterrains du massif de la Pierre Saint-Martin constituent de bons exemples car ils se développent à cheval sous le karst nival, dépourvu de végétation, et sous le karst semi-forestier et forestier de moyenne altitude. Dans les gouffres du BU56 (-1408 m) et de la Pierre St.-Martin (-1342 m) ou du Lonné Peyret (-774 m), les parties amont sous le karst supraforestier ne présentent aucun concrétionnement postglaciaire. Seules les fistuleuses ou "macaronis" (stalactites monocristallines) sont parfois abondantes aux altitudes intermédiaires, sous le domaine subalpin (ex : entre – 450 m et – 900 m dans le BU56). Dans ce réseau, le concrétionnement fonctionnel se développe fortement à partir de 800 m (photo 185), à l'aplomb du karst forestier du Rincon de Belagua : coulées stalagmitiques, stalagmites et gours disposés entre les blocs. Il existe ici une correspondance morphoclimatique nette entre (fig. 256) :

  • l'absence de concrétionnement et le karst nival nu sus-jacent ;
  • le développement progressif du concrétionnement et le karst nival semi-forestier de transition ;
  • le large développement du concrétionnement et le karst nival forestier à couverture pédologique développée.

11Ces observations sont vérifiées dans tous les karsts d'altitude. Ainsi, dans la partie moyenne et aval du réseau de la Pierre St.-Martin, qui se développe essentiellement sous la zone subalpine à pâturages ou gradins rocheux (un peu de forêt au-dessus de la salle de la Verna), le concrétionnement actuel est peu abondant. En Haute-Savoie, dans le gouffre Jean-Bernard (-1602 m), les concrétions fonctionnelles sont rares (photo 186) ; ce réseau ne se développe jamais sous le karst semi-forestier ou forestier car la "gouttière synclinale" plonge sous l'écaille chevauchante de la Montagne du Criou qui interdit toute alimentation en eau issue de la zone forestière (écran étanche) (fig. 257). Par contre, dans l'écaille du Criou plongeant à 30-35° vers la vallée du Giffre, le réseau Mirolda présente un développement progressif du concrétionnement à partir de -700 m, dès que la cavité atteint le karst semi-forestier. Il en est de même sur le massif de Platé où le gouffre TV1 connaît un développement du concrétionnement à partir de -600 m, dès que celui-ci se situe à l'aplomb du karst subalpin plus ou moins forestier. Au Pérou, sous l'Altiplano steppique, la Sima de Milpo (-407 m, ait. 4000 m) ne possède que quelques fistuleuses récentes et des concrétions héritées et érodées.

12Dans les karsts polaires peu humides, les conditions actuelles sont défavorables. Par exemple, dans les grottes du Centrum, découvertes par DAVIES et KRINSLEY (1960) dans le NE Groënland (80° lat. N), les concrétionnements récents ou du Pléistocène moyen-supérieur sont très rares ; seules quelques petites stalactites de 1 à 2 cm de long ont été observées dans la grotte des Quatre (LOUBIERE, 1986 et 1987). Les quelques témoins de planchers stalagmitiques, beaucoup plus anciens, remonteraient au Pléistocène inférieur, durant une période de réchauffement, car des champignons de la classe des Hyphochytridiomycètes, typiques des milieux aquatiques des latitudes tempérées, ont été découverts dans la calcite (d'après M. LOCQUIN ; in LOUBIERE, 1987).

13En Norvège, en zone subarctique, l'endokarst est également pauvre en concrétionnement récent. Dans la zone humide de Svartisen, située au niveau du cercle polaire (66° 25'lat. N) et déjà visitée par CORBEL (1957), les rares stalactites observées se développent dans la grotte des Filous (alt. 398 m) (FRANCK et MUXART, 1967). Cette pauvreté en concrétions est confirmée par d'autres expéditions spéléologiques (GRESPA, 1984). Néanmoins, des spéléothèmes prélevés dans plusieurs cavités de Norvège ont fait l'objet de datations isotopiques ; quelques-unes sont holocènes (LAURITZEN, 1984). (Pour les karsts et cavités de Norvège, cf. WOLFE, 1967 ; St. PIERRE, 1985 ; FAULKNER, 1987).

Photo 186 : Dans le réseau Jean-Bernard, dans la traversée B22-V6, au niveau des galeries "fossiles" situées après la base des puits (Ht.-Giffre, Hte.-Savoie, Fr.). Le concrétionnement stalagmitique est ancien et a été érodé ou détruit par les crues de fusion glaciaire au cours du Pléistocène moyen-supérieur. Les spéléothèmes postglaciaires sont rares et se limitent à quelques macaronis.

Photo 187 : Dans les karsts tropicaux humides, le concrétionnement souterrain se développe largement grâce à la couverture pédologique. Ici, Sierra de Los Orgaos à Cuba, dans le niveau 3 inactif du réseau de Majaguas-Cantera long de plus de 22 km. La coulée stalagmitique est contaminée par des hydroxydes (pollution pédologique).

14Dans les karsts suédois de type alpin, comme la zone d'Overuman localisée à proximité de la frontière norvégienne (66° lat. N), les concrétionnements sont médiocres ; ainsi, dans "Labyrinth cave", topographiée sur 2100 m (2ème grotte de Suède), les dépôts chimiques sont de faible ampleur (SJOBERG, 1983). Au Canada (TNW), dans la zone subarctique forestière de la Nahanni Sud (61° 18'lat. N), les grottes explorées par SCHROEDER (1979) renferment peu de concrétions holocènes.

15En région tempérée humide, dans les réseaux karstiques des montagnes forestières du Vercors par exemple, l'abondance du concrétionnement actuel ou plus ancien est typique (DELANNOY, 1981).

16Les concrétionnements les plus abondants se situent dans les cavités des karsts tropicaux humides, là où l'activité pédologique est la plus intense et où existe une grande continuité des conditions édaphiques et bioclimatiques, comme en Indonésie, en Nouvelle-Guinée ou à Cuba (photo 187). Néanmoins, cette abondance de concrétionnement en région tropicale humide n'est pas toujours la règle, probablement en raison de conditions locales de percolation (variations spatiales de la porosité de fissures). A Sarawak, au Nord de Bornéo, LAVERTY (1982) indique que de nombreuses parties des réseaux hypogés du karst de Mulu sont pauvres en dépôts de calcite, alors que d'autres galeries, en général près des entrées, possèdent un concrétionnement "extravagant" en relation avec la décompression des versants. En Nouvelle Bretagne (Papouasie Nlle.-Guinée), les cavités richement décorées sont des réseaux inactifs et de petits réseaux actifs situés entre 50-100 et 250-300 m de distance au versant. Le calcaire de Yalam (Miocène moyen), épais de plus de 1200 m est caractérisé par une forte porosité interstitielle (1 à> 20 %), mais présente aussi une porosité de fissures en raison du régime d'extension induit par la tectonique de subduction (fort soulèvement). Les grands conduits parcourus par les torrents (ex : Naré, Kavakuna, Minyé) (chap. VII), localisés entre 300 et 400-500 m de distance au versant, ont un concrétionnement moins généralisé en raison d'une érosion mécanique plus importante (écroulements, marmitage) et d'un degré de fissuration variable.

Figure 258 : La zonation interne des concrétions.
(A) Echantillon A9/C : exemple de stalactite érodée à-100 m dans le gouffre de la Petite Marielle
(Platé/Hte.-Savoie, Fr.) : 1. Phase principale de croissance à grands cristaux. 2.
Couronne en partie érodée.
(B) Echantillon A2/C : exemple de stalactite érodée à – 400 m dans le réseau TV1 (Platé/Hte.-Savoie, Fr.) : 1, 2, 3. Phases de croissance se terminant par une bordure érodée.
A noter les structures œillées ("birds eyes") en 3.
(C) Echantillon PBU6/C : exemple de stalagmite légèrement érodée prélevée dans le réseau du BU56 (Pyrénées-Navarre, Espagne) : 1. Phase principale de croissance à grands cristaux. 2. Fine couronne externe peu érodée.

B. MORPHOLOGIE ET MICROMORPHOLOGIE DES SPELEOTHEMES COMPACTS

17Dans les karsts d'altitude, la plupart des concrétions anté-holocènes ont connu une succession de phases de croissance, de corrosion, voire de recristallisation. Mais ces formations sont généralement très compactes, avec une porosité totale dépassant rarement 1 à 3 % (tableaux 54 et 55). La contamination en éléments détritiques (jusqu'à 3 %) peut poser des problèmes pour les datations radiométriques.

1. La zonation interne des spéléothèmes

18En procédant à des sections transversales et longitudinales dans les concrétions de calcite, on peut observer à l'œil nu une zonation interne et mettre en évidence les phases de croissance, d'interruption ou d'érosion. Chaque période de croissance, séparée par un arrêt du concrétionnement souvent associé à une phase de corrosion, constitue une chronoséquence qui peut atteindre plusieurs centimètres à plusieurs décimètres d'épaisseur selon la vitesse de cristallisation. Chaque chronoséquence présente une succession d'auréoles de croissance, parfois soulignées par des impuretés détritiques piégées sur les surfaces de discontinuités.

19Ces observations macroscopiques sont indispensables avant toute étude micromorphologique. Ainsi, il existe des relations simples entre :

  • phases de précipitation chimique et de réchauffement : creusement ralenti des conduits ;
  • phases de corrosion des concrétions et de refroidissement : creusement chimique et mécanique accentué. Il faut garder à l'esprit que la précipitation de la calcite est liée aux conditions bioclimatiques et à ses variations, comme le rappelle WEYDERT (1975) pour les concrétionnements de l'aven de Ronces sur la Montagne de Ste. Victoire en Basse Provence.

a. Observation d'échantillons

20Prenons plusieurs exemples de spéléothèmes prélevés dans les hauts karsts de Platé (Hte.-Savoie) et de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl. et Navarre).

21– Echantillon A9/C (fig. 258/A) : cette stalactite a été prélevée dans le gouffre de la Petite Marielle (Platé, alt. 2300 m), à la cote – 100 m, dans une conduite forcée inactive, de 1,50 m de diamètre, au plafond concrétionné et au plancher parsemé de stalactites brisées par d'anciennes crues de fusion glaciaire. Les sections transversales montrent deux phases de croissance : l'une interne (1) correspondant à une période principale de cristallisation rapide (gros cristaux blancs), l'autre externe (2) formant une couronne de quelques millimètres d'épaisseur de teinte grisée. La surface externe présente des anneaux de croissance recoupés obliquement par une phase d'usure sans reprise ultérieure de croissance.

22Echantillon A2/C (fig. 258/B) : cette stalactite a été prélevée dans le réseau du TV1 (Platé, alt. 2070 m), à la cote – 400 m, dans le drain actif située au contact de la couche étanche d'Hauterivien. La section transversale montre des phases de croissance plus complexes que dans l'exemple précédent, mais il existe aussi un stade de corrosion qui a recoupé irrégulièrement les anneaux de croissance externes.

23Echantillon PBU6/C (fig. 258/C) : cette stalagmite provient du réseau BU56 (Pyrénées, Navarre, ait. 1970 m), à la cote – 700 m, dans le drain majeur actif, 2 m au-dessus de la rivière. On observe une phase principale de croissance à gros cristaux blancs et une fine couronne gris-blanc. La surface de la concrétion a également subi une phase d'érosion.

b. Interprétation

24L'analyse macroscopique des spéléothèmes des karsts de haute montagne des Alpes ou des Pyrénées permet de tirer plusieurs conclusions préliminaires :

  • il existe des concrétions monocristallines (stalactites fistuleuses) et des coulées stalagmitiques récentes et actives qui n'ont connu aucune érosion ; elles sont holocènes ;
  • on observe d'autres concrétions, plus massives et aux contours irréguliers, dont l'étude des sections sciées indique des vicissitudes de croissance (surfaces de corrosion et d'érosion).

25Dans plusieurs gouffres de Platé (réseau de la Tête des Verds), des stalactites et stalagmites sont profilées dans le sens de l'ancienne circulation d'eau. En outre, de multiples concrétions ont été brisées pendant les débacles de fonte glaciaire. Même en l'absence de datation radiométrique, ces observations prouvent le rôle morphologique majeur des phases glaciaires (actions mécaniques des crues de fusion glaciaire).

2. La coloration des concrétions

26La coloration des concrétionnements en gris, brun-beige, brun-rougeâtre est souvent due à des particules détritiques (limons, argiles, hydroxydes) qui soulignent les horizons de croissance ou qui sont pris dans la masse de la calcite. Dans les hauts karsts méditerranéens, les concrétions souterraines mises à jour par l'érosion exokarstique sont souvent colorées en brun-rouge par des contaminations pédologiques ou atmosphériques en raison du transfert de particules de sols rouges et de vieilles cuirasses par les eaux de percolation. Ce phénomène est connu dans l'endokarst du bassin méditerranéen, à toute altitude, comme :

  • dans le bas-plateau de Montrieux, situé au-dessus de Toulon, en Basse Provence : concrétions et parois des cavités (ex : gouffre du Sarcophage) sont polluées par le soutirage de la terra rossa et de sols volcaniques ;
  • dans le haut karst du Dedegol Dag (Taurus occidental, Turquie) : le réseau de Pinargozü présente de nombreuses concrétions teintées en rouge (chap. IV) ;
  • dans les hauts karsts du Zagros de Kermanshah (NW Iran) : les gouffres (comme le Ghar Parau, – 751 m), localisés entre 2500 et plus de 3000 m d'altitude, présentent des parois et un concrétionnement contaminés par le soutirage des sols rouges (chap. V).

27Le soutirage pédologique est le principal agent de contamination des concrétions souterraines. JAKUCS (1977, p. 206-207) signale le même phénomène en Hongrie où la destruction du manteau forestier a facilité le démantèlement des sols et leur transport dans l'endokarst, teintant en rouge parois et dépôts de calcite, comme dans les karsts méditerranéens où la déforestation au cours des derniers millénaires a produit les mêmes effets. Il en est parfois de même dans les karsts tropicaux forestiers humides (ex : Sierra de Los Organos à Cuba, photo 187).

28EK et GEWELT (1986) soulignent, avec d'autres auteurs (WHITE, 1981 ; HILL et FORTI, 1986, p. 166), qu'il n'existe pas de corrélation simple entre la couleur et la composition des concrétions. En plus du rôle des éléments-traces, mis en évidence notamment par GASCOYNE (1977), WHITE (1981) indique que la teinte jaune à brun de la plupart des concrétionnements est due, non pas aux hydroxydes de fer, mais à des substances humiques extraites des sols sus-jacents.

29Pour les hauts karsts, l'analyse micromorphologique montre le rôle important des fins débris détritiques : argiles, hydroxydes, grains de roches. A Platé (Hte.-Savoie), les concrétions pures, sans pollution détritique et colorées dans leur masse par des éléments-traces, sont peu répandues. Une stalagmite orangée, très compacte (porosité de 0,31 %), a été prélevée dans le réseau TV1, à la cote – 360 m, dans le "passage Longuet". Au microscope, on observe une masse sparitique centrale à grands cristaux suivie d'une auréole de microsparite saccharoïde à teinte de polarisation bleu-orangée se terminant par des cristaux allongés, à engrenage simple, avec une teinte de polarisation chaude qui indique la présence d'éléments métalliques (échantillon A6/C). IKEYA souligne qu'il peut exister une migration des éléments métalliques dans la masse de la calcite. La contamination détritique est par contre insignifiante.

Photo 188 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PBU2/C : plancher stalagmitique prélevé à – 1100 m dans le réseau BU56 (Pyrénées, Navarre/Esp.) (Coupe transversale, le sommet du plancher est en haut). La calcite saccharoïde présente des niveaux bandés qui sont pollués par de nombreux microdébris (quartz, argile...). Cette contamination détritique est piégée dans des coins en "V" et en infiltrations dans les joints (cloisons) intercristallins.

Photo 189 : Microphoto de lame mince (en LP).
Echantillon PLP2/C : stalagmite prélevée à – 500 m dans le réseau Lonné Peyret (Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). En bas, calcite columnaire. En haut, bordure finement bandée : contaminations de particules d'argile prises dans une micros-parite et débris piégés au contact de microcyclothèmes de calcite (cliché S. POMELR. MAIRE).

Photo 190 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon PSM2/C : stalagmite prélevée dans la galerie Aranzadi (réseau de la Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). En bas (en blanc), bordure supérieure des cristaux columnaires du cœur de la stalagmite. Au-dessus (en sombre), contamination pédologique sous forme de grains sphériques rouge-noir et de masses argileuses ; celle-ci est piégée au début de la bande fibro-radiée externe, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

3. La contamination détritique des concrétions

30Tous les spéléothèmes présentent un certain degré de pollution détritique. La contamination par les sols est nette dans l'endokarst des zones subalpine et montagnarde (couverture forestière variable), moins fréquente sous les karsts haut-alpins, au-dessus de 2000 m d'altitude. Plusieurs exemples sont étudiés dans les Pyrénées-Atlantiques et en Méditerranée.

a. Exemples de concrétions du massif de la Pierre St.-Martin

31Au-dessus de 1800-2000 m, le karst de la Pierre St.-Martin est caractérisé par des surfaces glacio-karstiques dénudées, les "Arres" (Pyr.-Atl.) ou "Larra" (Navarre). A l'aplomb des lapiés à puits et fissures, dans les grandes cavités de la Pierre St.-Martin, du Lonné Peyret, de l’AΝ3, du BU56, les concrétionnements sont peu nombreux. Trois échantillons, prélevés dans la partie moyenne ou aval de ces réseaux sous l'étage semi-forestier, sont analysés.

32– Echantillon PBU2/C (photo 188) : il s'agit d'un mince plancher calcitique prélevé dans le gouffre BU56, à la cote – 1100 m, sur un bloc de la galerie principale. Cet échantillon, assez poreux (4,15 %), présente 20 % de quartz et moins de 1 % d'argile. Dans une masse sparitique à gros cristaux, une phase de corrosion a créé des vacuoles et des fissures qui ont piégé des particules détritiques. Celle-ci forment un "squelettane" (revêtement de grains) constitué d'éléments roulés (o 15-40 µm) de quartz, de feldspath et de grains argileux rouges, cimentés par une microsparite. Du quartz est présent dans la calcite sparitique. On observe aussi une forte pollution dans des discontinuités de croissance en forme de "coins" ou de "V" et dans des poches de corrosion, avec des débris de 100 à 500 µm.

33– Echantillon PLP2/C : cette stalagmite a été prélevée dans le gouffre Lonné Peyret, à – 500 m, sur un bloc situé dans le conduit principal large de 20 m. La pollution, faible (< 1 % d'argile), est d'un autre type. On observe au centre de la concrétion une calcite compacte (porosité de 1,27 %), à cristaux allongés, sans trace de corrosion et de recristallisation, et sans contamination nette. Sur l'auréole externe (photo 189), de fines particules d'argile et de calcaire sont prises dans une microsparite, tandis qu'une autre partie des débris est piégée au contact des deux "microcyclothèmes" de calcite, dans les discontinuités des grands cristaux plus ou moins coalescents, formant des coins triangulaires intercristallins jouant le rôle de "nids" à poussières.

34– Echantillon PSM2/C : prélevée dans la galerie Aranzadi, partie aval du réseau de la Pierre St.-Martin, cette stalagmite présente une calcite compacte, à légère porosité intercristalline (0,74 %). La frange externe est caractérisée par une calcite fibro-radiée limitée vers l'intérieur, au contact des cristaux columnaires centraux, par des bandes gris-beige de fins débris avec quelques grains sphériques noirs et rouges (d'origine pédologique) et des masses jaunâtres, argileuses de 50 à 150 µm de diamètre (photo 190).

b. Exemples de concrétions contaminées de Méditerranée

35Les concrétionnements des montagnes méditerranéennes sont souvent teintés en brun ou brun-rouge par les sols, dans les fragments retrouvés en surface comme en profondeur. Deux échantillons prélevés dans les Levka Ori (Crète), dans la grotte Tzani, sont examinés en lame mince. Cette cavité semi-active constitue le ponor du poljé d'Omalos et draine une région située entre 1000 et 2000 m d'altitude, dans un contexte climatique insulaire humide (> 2000 mm/an) marquée par une forte dégradation anthropique des sols (chap. III).

36– Echantillon C9/C : ce plancher de calcite brun-rouge et compact (porosité de 1,78 %) a été recoupé par le creusement de la galerie à la cote – 40 m. On observe une cristallisation fibro-radiée, séparée par des argilanes et des siltanes, bandes jaunes à orangées imprégnées par une microsparite (photos 191 et 192). Les éléments détritiques représentent 3 % du total de l'échantillon et comportent, en plus du quartz et de l'argile, quelques grains rouges roulés provenant d'une vieille cuirasse latéritique, de même que des fragments de calcaires de 0,3-1 mm de diamètre pris dans la calcite fibreuse (photo 193). Les particules les plus grossières, jusqu'à 1 mm, suggèrent une alimentation assez rapide et chargée, et les surfaces de dissolution supposent des eaux agressives.

37– Echantillon C7/C : cette coulée stalagmitique compacte (porosité de 1,44 %), prélevée à – 40 m, présente 97 % de calcite et des traces d'aragonite à l'analyse. Quartz et argile représentent 3 % du total de l'échantillon. La calcite fibreuse est caractérisée par des anneaux de croissance polluées par des poussières argileuses. Une phase de corrosion se manifeste par des golfes et des vacuoles en grande partie colmatés par des cutanés argileux où Ton observe des grains rouges roulés comme dans l'échantillon C9/C.

Photo 191 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon C9/C : plancher prélevé dans la grotte-ponor Tzani, vers – 40 m (Levka Ori, Crète/Grèce). (Coupe transversale, le sommet est vers le haut). On observe de nombreuses bandes plus ou moins dilatées ou rétrécies de calcite fibro-radiée, soulignées par des siltanes et des argilanes imprégnés par une microsparite.

Photo 192 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon C9/C : même plancher que sur la photo 191. Les bandes de cristaux fibro-radiés sont séparés par des niveaux sombres de débris. (Coupe transversale, l'extérieur de la concrétion est vers le haut), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 193 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon C9/C : même plancher que sur les photos 191 et 192. Bande sombre microsparitique à microdébris d'origine pédologique (grains rouges de vieilles cuirasses au centre), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 194 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon A5/C : stalagmite prélevée vers – 450 m, galerie N, dans le réseau TV1 (Platé, Hte.-Savoie/Fr.). (Coupe transversale, la bordure externe se situe en haut). Il s'agit d'une calcite bandée (1), piégeant de fins débris, se terminant par un niveau de corrosion qui pénètre en golfe une calcite fibro-radiée finement laminée intérieurement (2). Dans les golfes de corrosion s'est développée une calcite gris-brun à faciès microstromatolithique (3).

c. Les types de contamination reconnus

38Les exemples observés en lame mince montrent plusieurs types de pollution détritique :

  • une contamination en éléments-traces qui colore la concrétion dans sa masse ;
  • une contamination en grains (quartz, feldspath, argile) dans la masse de la calcite columnaire engendrée par des percolations à débit assez rapide et à charge détritique ;
  • une contamination en grains et poussières au sommet des anneaux de croissance (pièges détritiques en coins triangulaires) et en infiltrations dans les mailles du réseau cristallin ; ces particules sont ensuite cimentées par une microsparite engrenée très biréfringente ;
  • enfin et fréquemment en altitude, une contamination atmosphérique distale avec des matériaux allochtones, en particulier des pseudo-sables.

39En région méditerranéenne, la contamination pédologique est plus marquée, en particulier en moyenne montagne. Les contaminations sont du même type, avec en plus :

  • des argilanes situés entre les bandes de calcite fibro-radiée ;
  • des squelettanes dans les pores de dissolution, phénomène beaucoup plus visible dans les concrétions altérées (partie II).

4. Les phénomènes de corrosion et de recristallisation

40De nombreuses concrétions, apparemment saines (porosité de 0,3 à 4 %), ont connu des recristallisations liées à des phases de corrosion. Ces phénomènes d'épigenèse relative et/ou de colmatage calcitique postérieur sont visibles en lame mince au microscope polarisant. Prenons plusieurs exemples dans le haut karst de Platé (Hte.-Savoie) et le massif de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl.).

Photo 195 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon A5/C : même prélèvement que photo 10. (Coupe transversale, l'extérieur est en haut). On discerne les aiguilles corrodés (en blanc) et le remplissage microstromatolithique dans les golfes de dissolution (en sombre), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Figure 259 : Echantillon A5/C. Lame mince d'une stalagmite du gouffre TV1 (Platé/Hte.-Savoie, Fr.) montrant en coupe transversale une surface de corrosion interne et externe (2 et 4) (photo 194).
1. Bandes de calcite à cristaux radiés, soulignées par de légères contaminations.
2. Bande de calcite à cristaux radiés affectée par une surface de corrosion très irrégulière (profonds golfes de dissolution).
3. Remplissage de la surface de corrosion (2) par une cristallisation postérieure à bourgeons bactériens ( ?), de type "microstromatolithique" (succession de petites bandes ondulées).
4. Surface externe de corrosion recoupant à la fois la calcite de la bande (2) et la calcite bourgeonnante (3).
(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).

a. Les spéléothèmes à surfaces de corrosion internes et externes

41Dans les réseaux des karsts haut-alpins notamment, les concrétionnements sont liés à des périodes de réchauffement. Comme la plupart ont des âges U/Th compris entre 30-70 et plus de 350 ka (1 ka = 1000 ans), ils ont connu une histoire complexe marquée par une succession de phases de croissance et de phases de corrosion-érosion dues à des changements de régimes hydrologiques au moment des glaciations : actions torrentielles (érosion mécanique et dissolution) et ennoiement (plaquages d'argile et dissolution). Les phénomènes de corrosion et d'érosion externes sont visibles à l'œil nu à la surface des concrétions (supra § B.l), mais cette surface ne concerne que la dernière période d'érosion. Les surfaces de corrosion interne nécessitent une étude en lame mince. Prenons deux exemples dans le massif de Platé :

42– Echantillon A5/C : d'aspect érodé en surface, cette stalagmite provient du gouffre TV1, dans la galerie N, à la cote – 450 m. Bien qu'on ne dispose pas de datation U/Th sur celle-ci (on en connaît plusieurs dans le même réseau, toutes préwürmiennes), on sait qu'elle est au moins antérieure au Würm compte tenu de sa surface corrodée et de sa position dans un conduit actuellement inactif. De tels indices sont généralisés dans les karsts haut-alpins et ne trompent jamais quant à l'âge minimum de l'échantillon. Ici, la concrétion est compacte (porosité de 2,27 %) et présente 98 % de calcite et 2 % de quartz et d'impuretés diverses.

43En lame mince, du centre vers l'extérieur, on observe la séquence suivante (fig. 259 et photo 194) :

  1. un niveau inférieur microcristallin, sale, à pores de dissolution ;
  2. une succession de bandes à cristaux radiés, en chevrons, soulignées par des contaminations se terminant
  3. par une surface de corrosion irrégulière, profonde de quelques millimètres ;
  4. une cristallisation bourgeonneantes (filaments noirs), de type stromatolithique, remplit les golfes de dissolution et forme une séquence de bandes ondulées gris-brun (photo 195) ;
  5. une surface de corrosion externe recoupe aussi bien les bandes stromatolithiques que les aiguilles de la masse fibro-radiée originelle et déjà corrodée par la première surface de corrosion.

44Les impuretés sont formées de grains de quartz et de feldspath piégés dans la masse des aiguilles de calcite, dans une proportion de 1 à 2 %, avec quelques grains rouges d'argile cristallisée. On observe quelques éléments aciculaires de verre volcanique (amorphes et à bords arrondis) provenant de la destruction de la couverture des "Grès de Taveyannaz" riche en matériel andésitique (chap. I).

45– Echantillon A7/C : prélevé dans le gouffre TV1, dans le drain amont situé sur la couche d'Hauterivien (-300 m), ce fragment de plancher (96 % de calcite et 4 % de quartz) présente une surface de corrosion interne. En lame mince, on observe de l'intérieur vers l'extérieur (photo 196) :

  1. une microbrèche de base érodée (microgrès, calcaire), recouverte par des lamines microcristallines fines, elles-mêmes corrodées par une surface de dissolution ;
  2. une cristallisation en aiguilles présentant des remplissages recristallisés de microsparite très biréfringente qui recimentent des éléments corrodés (coloration par des argiles) ;
  3. les aiguilles sont tronquées au sommet par une surface de corrosion scellée par des auréoles polluées de calcite microcristalline ;
  4. deux larges bandes fibro-radiées sont soulignées par de fines bandes intercalaires de microsparite et de micrite plus ou moins contaminées (photo 197) ;
  5. succession de bandes à petits cristaux columnaires et d'intercalations micritiques polluées (photo 198) ;
  6. une phase terminale de cristallisation à grande sparite tronquée par une surface de corrosion externe.

Photo 196 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon A7/C : plancher prélevé dans le réseau TV1, dans la collecteur amont, vers – 300 m (Platé, Hte.-Savoie/Fr.). (Coupe transversale, le sommet du plancher est vers le haut). Structure bandée et alternée avec surface de corrosion interne (3). Voir légende de la numérotation dans le texte (infra).

Photo 197 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon A7/C : même prélèvement que pour la photo 196 (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Extrémités de cristaux columnaires, avec petits cristaux prismatiques dans les coins intercristallins et piégeage de microdébris (quartz, grains rouges d'argile, verre volcanique...), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 198 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A7/C : même prélèvement que pour les photos 196 et 197 (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Au centre, bandes alternées de microsparite avec niveaux de micrites contaminées. En bas et en haut, calcite fibro-radiée. (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 199 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A9/C : stalactite prélevée vers – 100 m dans le gouffre de la petite Marielle (Platé, Hte.-Savoie/Fr.).
Fibrilles de dissolution sur les parois d'une vacuole, au sein de la calcite columnaire (fig. 260) (coupe transversale), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 200 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon A9/C : mêmes fibrilles de dissolution que sur la photo 199. (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 201 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon PBU3/C : coulée stalagmitique prélevée vers – 550 m dans la galerie de Boduguia, réseau du BU56 (Pyrénées, Navarre/Esp.).
(Coupe transversale par rapport aux cristaux columnaires qui apparaissent en section polygonale (b). Dans les vides intercristallins se développent une calcite en mosaïque très biréfringente (a), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 202 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon PBU6/C : stalagmite prélevée vers – 700 m dans le réseau BU56 (Pyrénées, Navarre/Esp.). Coins triangulaires intercristallins remplis par une calcite en mosaïque (microsparite engrenée) très biréfringente, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 203 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A6/C : stalagmite prélevé dans le passage Longuet, vers – 360 m, dans le réseau TV1 (Plate, Hte.-Savoie/Fr.). Plage de calcite en mosaïque (microsparite saccharoïde très biréfringente) au sein d'une calcite saccharoïde à gros cristaux due probablement à une recristallisation. (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Photo 204 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A2IC : stalactite prélevée dans la galerie active du L, vers – 400 m, dans le réseau TV1 (Platé, Hte.-Savoie/Fr.).
(Coupe transversale, le sens de croissance est vers le bas). Calcite en mosaïque (cristaux sparitiques) séparée par des niveaux de microdébris, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Figure 260 : Echantillon A9/C. Lame mince transversale dans tine stalactite prélevée dans le gouffre de la Petite Marielle (Platé/Hte.-Savoie, Fr.) montrant deux types de cristallisation, des pores de dissolution et une surface de corrosion externe.
1. Canal central.
2. Calcite en mosaïque (cristaux sparitiques engrenés) très biréfringente.
3. Cristaux columnaires et grande sparite (genèse rapide).
4. Pores de dissolution (fibriles de corrosion sur les parois) (photos 199 et 200).
5. Bande externe n'interrompant pas les cristaux columnaires.
6. Contamination détritique faible (quartz, grains de calcaire, feldspath, microgrès).
7. Surface de corrosion externe.
(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).

Photo 205 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon A9/C : même échantillon que sur la photo 199. Coupe transversale montrant (fig. 260) : un canal central vide, une couronne de cristaux en mosaïque, une calcite columnaire se poursuivant jusqu'à la bordure externe.

b. Autres phénomènes de dissolution et de recristallisation

46– Les pores de dissolution : situées dans la masse de la calcite, ces vacuoles de dissolution ne sont pas toujours recristallisées. La preuve de cette corrosion interne est apportée, par exemple, dans l'échantillon A9/C, stalactite érodée et prélevée à – 100 m dans le gouffre de la Petite Marielle, à Platé (infra). Outre la surface de dissolution externe qui recoupe les anneaux de croissance, on observe en lame mince des pores dont les contours sont marqués par des fibrilles de corrosion caractéristiques, au sein de la calcite blanche à gros cristaux (photos 199 et 200). Dans l'échantillon A15/C, coulée stalagmitique érodée prélevée dans le gouffre Jean-Bernard à – 600 m par rapport à l'entrée inférieure, on remarque aussi de nombreux pores de dissolution sans recristallisation (P = 4,38 %) situés dans des lamines micritiques à microsparitiques.

Photo 206 : Sierra de Los Organos à Cuba. Concrétionnements vermoulus (dégradation biochimique par les bactéries) dans un niveau étagé du réseau de Majaguas-Cantera (zone de San Carlos).

47– Les recristallisations : au microscope polarisant, on met en évidence assez fréquemment la présence d'une microsparite secondaire, fortement biréfringente, probablement magnésienne, dans divers échantillons de Platé et de la Pierre St.-Martin. C'est le cas dans la concrétion A7/C (supra, photos 196 à 198) ou dans PBU3/C, coulée stalagmitique érodée, prélevée à – 550 m dans le réseau BU56 (Pyrénées, Navarre). On est en présence de cristaux columnaires dont la porosité intercristalline est occupée par une microsparite secondaire du même type, à forte teinte de polarisation (photo 201). On retrouve la même microsparite très biréfringente dans l'échantillon A9/C, au niveau de l'auréole entourant le canal central de la stalactite (infra, photo 205 et fig. 260).

48Un exemple identique est présent également dans A12/C, coulée érodée située à – 30 m dans le gouffre du Petit Lynx (Platé) : la masse principale à grandes aiguilles renferme des pores de dissolution occupés en grande partie par cette microsparite/sparite à forte teinte de polarisation.

49Une autre microsparite, également très biréfringente, occupe souvent, au contact des anneaux de croissance, des discontinuités cristallines triangulaires (en "V") dans lesquelles sont piégés de fins débris, comme dans PBU6/C, échantillon de stalagmite prélevé dans la galerie principale du réseau BU56 à – 700 m (photo 202).

50– La vitesse de cristallisation : les concrétions présentent souvent en leur sein plusieurs types de cristallisation de la calcite dont l'examen en lame mince permet de déterminer les conditions de formation : genèse rapide ou lente, eau chargée ou non en particules détritiques. Prenons deux exemples dans le massif de Platé.

51. Echantillon A6/C : cette stalagmite orangée, déjà citée plus haut, a été prélevée à – 360 m dans le gouffre TV1. En lame mince, on observe une microsparite saccharoïde, en touffes grossières, qui occupe des plages au sein d'une masse à gros cristaux plus ancienne (photo 203). Le phénomène d'épigenèse est probable car la microsparite engrenée, très biréfringente (teinte de polarisation bleu-orange), n'occupe pas des vides de dissolution aux contours nets. Les grands cristaux columnaires de calcite suggèrent une phase initiale à précipitation rapide. Au contraire, la microsparite engrenée suppose une cristallisation plus lente et régulière (cf. exemple de comparaison, échantillon A2/C, photo 204).

52. Echantillon A9/C : prélevée à – 100 m, dans une petite conduite forcée inactive du gouffre de la Petite Marielle, cette stalactite à surface externe érodée présente une masse centrale à cristaux plus ou moins columnaires, dans laquelle on distingue en lame mince une pollution détritique intracristalline (fig. 260, photo 205). Elle correspond à une cristallisation très rapide (grands cristaux), à partir d'un suintement à charge détritique dépassant 100 µm de diamètre (grains de quartz, de calcaire, de feldspath, de microgrès).

C. ANALYSE MORPHOLOGIQUE ET MICROMORPHOLOGIQUE DES SPELEOTHEMES TRES ALTERES

53Dans les karsts de haute et moyenne montagne, les concrétions très altérées peuvent prendre différentes formes (mondmilch, concrétions vermoulues, concrétions poreuses plus ou moins recristallisées) et avoir diverses origines (altération biologique ou par simple dissolution).

1. Le mondmilch et les formations apparentées

54Bien connues des spéléologues, les concrétions "pourries" du type mondmilch (terme germanique signifiant "lait de lune ou de montagne") (in GEZE, 1965) ont été décrites à peu près partout dans le monde, à différentes altitudes. Son origine est encore discutée et les exemples signalés dans les karsts supraforestiers ne sont pas nombreux. Les deux hypothèses génétiques les plus sérieuses sont actuellement l'altération biochimique et la précipitation directe en mondmilch (HILL et FORTI, 1986).

55Des coulées stalagmitiques, anciennement compactes, et transformées partiellement en mondmilch, ont été observées en contexte haut-alpin, à la cote-110 m, dans le gouffre Martel (Platé, ait. 2105 m). Dans cet exemple, l'altération à partir d'une coulée de calcite massive est nette car à la cassure, on reconnaît des parties moins altérées et des parties molles et gorgées d'eau. Ici, la décomposition de la calcite par l'intermédiaire de bactéries anaérobies est l'explication la plus plausible (GEZE, 1965, p. 115). En Autriche, du mondmilch a été trouvé dans les grottes glacées, comme l'Eisrisenwelt ; pour TROMBE (1952), le gel du calcaire par la glace provoquerait une expulsion du CO2 de la roche et la production d'un liquide laiteux sur la paroi (in HILL et FORTI, 1986, p. 47). Mais cette hypothèse n'est guère satisfaisante pour les cavités de haute montagne visitées, où l'on observe beaucoup plus de concrétions anciennes, altérées postérieurement par dissolution simple, que de concrétions transformées en mondmilch par processus biochimique.

56Dans les grands réseaux de montagne se développant sous le karst forestier, le mondmilch est plus fréquent. Nous en avons observé dans le réseau aval de la Pierre St. Martin (salle de la Verna). De même, dans le gouffre Mirolda, réseau creusé dans la structure plongeante de l'écaille synclinale du Criou (Hte.-Savoie), du mondmilch en coulée tapisse le fond d'un conduit légèrement actif vers – 800/-850 m, donc dans la partie inférieure du réseau. Dans ces exemples subalpins et montagnards, l'hypothèse d'une précipitation directe de la calcite sous forme de mondmilch peut être envisagée, comme les grandes coulées pariétales de mondmilch visibles dans diverses cavités des massifs subalpins (Bornes, Bauges, Chartreuse, Vercors).

2. Les concrétions vermoulues et la corrosion microbienne

57Ces concrétions altérées, à surface pustuleuse et de teinte grise à gris-vert, sont fréquentes dans les vieilles cavités recoupées des montagnes méditerranéennes, du niveau de la mer jusqu'à 1500-2000 m d'altitude (ex : Antre Corycien au Mt. Parnasse/Grèce continentale, grottes du Péloponnèse et de Crète,...). On les rencontre aussi en abondance dans les régions intertropicales. Ainsi, au Pérou, ces concrétions altérées sont connues aussi bien en basse altitude, sur la bordure amazonienne des Andes (zone "Rupa Rupa" ou "Selva alta", dans la zone subandine entre 300 et 1000 m), que dans les grottes de l'Altiplano (ex : Cueva de Huagapo, alt. 3600 m, départ, de Junin) (chap. VI). Ailleurs elles sont fréquentes en Nouvelle-Guinée, dans l'Asie du SE, à Cuba (photo 206), mais aussi dans les grottes d'altitude du Zagros (Iran), jusqu'à 1800-2000 m d'altitude.

Figure 261 : Exemple de site endokarstique avec concrétions poreuses, très dégradées, dans le gouffre du Pas des Basques (alt. 1615 m, Pierre St.-Martin ; Pyr.-Atl. et Navarre), ancien réseau en grande partie déconnecté du système karstique actif, (d'après une topographie de M. DOUAT, M.-C. DOUAT, B. NURISSO, P. VIROLLAUD, complétée pour les remplissages).

58La corrosion microbienne en grotte est actuellement assez bien connue, en particulier grâce aux travaux français (CAUMARTIN et RENAULT, 1958 ; CAUMARTIN, 1957, 1970). Ce type d'altération biochimique est responsable, en partie ou en totalité, de la formation du mondmilch et des formes de corrosion associées telles que les concrétions pourries et vermoulues, à pustules et croûtes sèches ou humides. Beaucoup de ces stalactites, d'apparence vieille, sont souvent des concrétionnements transformés en mondmilch et plus ou moins desséchés.

59CAUMARTIN (1970, p. 31) a montré que les colonies microbiennes de corrosion dégagent une odeur tenace de moisi que Ton ne rencontre jamais dans les cavités dites saines, notamment en montagne haut-alpine. Isolé par CAUMARTIN (1957), Perabacterium spelei est une bactérie vivant surtout dans les argiles des grottes riches en carbonate de fer, mais elle a été trouvée par le même auteur dans la terra-rossa de Provence, dans les argiles de terrasses fluviatiles, dans de la craie du Bassin Parisien. En région méditerranéenne, on comprend donc que les eaux d'infiltration, après avoir traversé l'horizon pédologique, entraînent des germes qui peuvent contaminer les concrétionnements souterrains, d'où la présence de Perabacterium spelei dans les concrétions pourries, riches en tartrates et succinates (CAUMARTIN, 1957).

60Cette pollution biologique est actuelle ou fossile. Les dépôts de bioxyde de manganèse, sur parois et concrétions, peuvent aussi provenir de cette même corrosion biochimique. De plus, CAUMARTIN (1970, p. 32) remarque que les microorganismes "réducteurs" (les plus dangereux pour la conservation des grottes aménagées) produisent des sulfures, à partir de la matière organique venue de l'exokarst, qui réduisent ensuite les oxydes ferriques, de teinte rouge, en sulfure de fer noir (FeS), selon la réaction :

61Fe2O3 + 3H2S → 2FeS + S + 3H2O

62Dans les cavités des karsts haut-alpins, ces phénomènes biochimiques sont rares ou absents. En revanche, dans les grottes tronquées des karsts méditerranéens, en basse et moyenne montagne, les concrétionnements altérés noirâtres sont contaminés, au moins à l'origine, par du sulfure de fer, comme dans les cavités des régions tropicales. Ici, le fer est surtout issu des sols fersiallitiques riches en goethite.

63CAUMARTIN (1968, p. 89) souligne que cette néoformation du sulfure de fer dans les sédiments, et notamment dans le milieu souterrain, est fondamentale et passe nécessairement par la voie humide en anaérobiose, avec dominance des ions S-- et Fe++. Comme la pyrite est peu abondante en zone karstique, l'origine de FeS provient donc d'une fermentation microbienne anaérobie dans laquelle Sporovibrio desulfuricans, entre autres germes, réduit l'ion SO4-- en S--, processus essentiel dans la "pédogenèse souterraine" des sédiments karstiques. La mobilisation de l'ion sulfure par les eaux souterraines peut ensuite polluer les concrétions. Notons enfin que l'assèchement du milieu, fréquemment observé après l'ouverture naturelle de ces cavités, provoque un remplacement de S-- et Fe++ en ions SO4-- – et Fe+++.

Figure 262 : Echantillon PSM1/C. Lame mince transversale dans une coulée pariétale très altérée, prélevée dans la galerie Aranzadi du réseau aval de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl., Fr.) (la partie externe de la coulée se situe à gauche). De droite à gauche, on observe plusieurs horizons de calcite, tous très corrodés dans leur masse, d'où le nombre important de pores de dissolution dont la taille va de quelques mm (1) à quelques dizaines ou centaines de µm (2). (Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).

Photo 207 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PSM1/C : vieille coulée pariétale prélevée dans la galerie Aranzadi (Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl/Fr.). (Coupe transversale, l'extérieur de la concrétion est à gauche). Très forte porosité de dissolution (> 30 %) affectant une calcite en épis qui a recristallisé localement (photo 208).

Photo 208 : Microphoto de lame mince (en LN), même échantillon que sur la photo 207. On observe une structure en batonnets enchevêtrés due à une recristallisation par altération au contact des argiles. Dans les pores de dissolution, on distingue une cristallisation d’aragonite aciculaire très fine, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

3. Les concrétions poreuses recristallisées

64Ces concrétions altérées, d'une porosité de plus de 15-20 %, sont présentes dans les karsts haut-alpins, subalpins et montagnards ; elles correspondent toujours à des formations anciennes, de plusieurs centaines de milliers d'années, que l'on retrouve généralement dans de vieux conduits inactifs et suspendus, trépanés ultérieurement par des écoulements verticaux.

a. Exemples de sites dans les cavités de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl.)

65Dans les réseaux de ce massif, des concrétionnements altérés par dissolution simple sont connus à différentes profondeurs dans l'endokarst. En plus de celles qui ont été mises à jour par l'érosion ou que l'on rencontre dans des puits d'entrée éventrés par le recul des falaises ou l'abaissement de l'exokarst, d'autres sont connus entre 50 et 400 m de distance au versant. Prenons deux exemples :

66– Dans le gouffre du Pas des Basques, situé vers 1600 m d'altitude sous le karst semi-forestier de la "Cuma de Ansu" (secteur frontalier, à 2,5 km à l'W du pic d'Arlas), une grande galerie "fossile" se développe entre 70 et 90 m de profondeur, vestige d'un ancien drain majeur qui drainait la grande cuvette glacio-karstique de la "Cuma de Ansu" et aujourd'hui déconnecté du système karstique actif. Là, de puissantes coulées stalagmitiques, de teinte beige à brunâtre, ont été fortement altérées par des phases de corrosion provenant d'eaux agressives (rôle des glaciations) (fig. 261).

67– Dans le gouffre AN 8, localisé 1,6 km au S du gouffre du Pas des Basques, vers 1800 m d'altitude, dans le secteur aval d'Anialarra, une importante galerie inactive, très ancienne, se développe subhorizontalement à – 300 m, dans la masse des "calcaires des canyons" (fig. 391, chap. XVI). Des coulées stalagmitiques corrodées et poreuses sont présentes sur le plancher et contre les parois ; les stades de dissolution sont en relation avec des arrivées d'eaux qui ont recoupé verticalement le conduit, en particulier pendant les périodes glaciaires. Ces concrétionnements sont anciens, comme le suggèrent les datations U/Th effectuées dans cette même galerie sur des concrétions proches, mais non poreuses : 366 ka (ANS1), 215 ka (ANS2/B), plus de 350-400 ka (ANS2/A) (analyses : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons, Belgique).

b. Analyse micromorphologique d'une coulée stalagmitique altérée typique du réseau de la Pierre St.-Martin et rétrospective évolutive

68L'échantillon PSM1/C représente une coulée pariétale située dans la galerie Aranzadi, dans la partie aval du réseau. Bien que non datée directement, cette concrétion est très ancienne (> 400 ka), car elle se place entre un l'épais remplissage d'argiles et limons varvés (Ensemble Principal), calé entre 400 et 300 ka environ, et la paroi calcaire (fig. 262) (chap. XII). Sa porosité totale est de 32 % ; la teneur en calcite est de 97 %, contre 1 % d'aragonite et 2 % de quartz et argile. En lame mince, on observe une forte corrosion interne de la calcite et les phases génétiques suivantes :

69– Phase 1 : le concrétionnement originel, en aiguilles calcitiques grisâtres, présente de petits éléments noirs et quelques feldspaths piégés dans sa masse.

70– Phase 2 : la forte dissolution interne est caractérisée par des vacuoles disposées en damier, d'où une morphologie en calcite croisée et enchevêtrée plus ou moins recristallisée (photos 207 et 208).

71– Phase 3 : Une infiltration en éléments détritiques, notamment en argile, se produit dans les pores de dissolution sous forme de cutanés et d'argilanes. De couleur ocre, cette argile faiblement ferrugineuse est fortement biréfringente, indiquant une bonne cristallisation. D'après l'analyse minéralogique des argiles du remplissage varvé, on sait qu'il s'agit surtout d'illite et un peu de chlorite.

72– Phase 4 : Une légère recristallisation d'aragonite est visible sur le pourtour de certaines vacuoles de corrosion sous forme de fins cristaux aciculaires (infra § D).

73Le rôle du plâtrage argileux humide est évident. Grâce aux nombreuses données stratigraphiques, sédimentologiques et aux datations U/Th (chap. XII), la chronologie des évènements est la suivante :

74– Avant 450-400 ka : avant que se dépose l'Ensemble Principal varvé, calé par datations entre 450-400 et 300 ka environ, la galerie Aranzadi présentait pratiquement son profil actuel. C'est donc probablement au début ou au milieu du Quaternaire moyen, au cours d'un interglaciaire, que les concrétions pariétales (PSM1/C) se sont formées.

75– Entre 450-400 et 300-290 ka : le calage inférieur de l'Ensemble Principal vers 450-400 ka et le calage supérieur (mais non sommital) de ce même dépôt vers 306 ka montre que le colmatage argileux s'est produit au cours d'une ou plusieurs phases glaciaires du Pléistocène moyen. Coincée entre la paroi et le remplissage humide, la concrétion commence à se corroder au contact de l'argile.

76– Entre 300-290 et 220 ka : la corrosion interne des vieilles concrétions pariétales se poursuit au contact du remplissage qui subsiste encore presque dans sa totalité.

77– Entre 220 et 190 ka : le remplissage varvé est érodé par le torrent et garni de terrasses fluviatiles étagées. La corrosion au contact des argiles cesse pour les concrétions dégagées par l'activité torrentielle.

78– Entre 190 ka et aujourd'hui : une légère recristallisation d'aragonite se produit dans les pores de dissolution, probablement à partir du feutrage argileux qui subsiste sur la concrétion.

4. Les conglomérats souterrains (cf. chap. XI, § II.D.)

D. L'ARAGONITE ET LES SPELEOTHEMES D'ALTITUDE

79La genèse de l'aragonite dans les cavités karstiques a suscité la curiosité de maints chercheurs et de nombreux travaux y sont consacrés (bibliographie dans HILL et FORTI, 1986, p. 165). Contrairement à la première hypothèse de MOORE (1956, in CABROL, 1978), selon laquelle l'aragonite a besoin d'une température supérieure à 16°C pour se former, on constate que celle-ci se rencontre à toute altitude, notamment en régions tempérées ; de plus on n'observe pas une grande abondance d'aragonite dans les grottes tropicales. Dans les karsts haut-alpins, l'aragonite est présente. Dans les Pyrénées ariégeoises (Ht. Lez), citons la grotte de la Cigalère (alt. 1700 m) célèbre pour ses concrétions d'aragonite, et dans laquelle la température moyenne est de 5 à 6°C (CABROL, 1978, p. 74). Dans les karsts des Rocheuses, HILL et FORTI (1986, p. 165) citent plusieurs sites dans le Colorado et l'Utah. D'autres exemples sont également connus en Autriche.

80Mais on ne peut pas dire que l'aragonite se forme en abondance en haute montagne sauf exception. Sur la série d'échantillons analysés (> 50), seules trois concrétions récoltées dans le réseau de la Pierre St.-Martin renferment de l'aragonite, dans une proportion de 1 à 8 %. Par contre, de minces croûtes d'aragonite ont été observées sur et dans des remplissages détritiques fins.

Photo 209 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PSM3/C : stalactite prélevée à l'extrémité amont de la salle Chevalier (Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). Section transversale montrant une structure alternée calcite-aragonite. On observe (fig. 263) : un canal central, une calcite fibro-radiée, une bande interne et irrégulière d'aragonite (blanche), une calcite bandée polluée par de fins débris, une couronne fibro-radiée, enfin une bande externe à bourgeons d'aragonite aciculaire.

Figure 263 : Echantillon PSM3/C. Lame mince d'une stalactite prélevée dans la salle Chevalier du réseau de la Pierre St.-Martin (Pyr.- Atl., Fr.) et montrant deux bandes alternées irrégulières d'aragonite (3) (6).
1. Canal central.
2. Cœur de calcite blanche à grande sparite (horizon fibro-radié).
3. Niveau gris-beige et irrégulier d'aragonite (touffes à cristaux aciculaires) (photo 210).
4. Calcite jaunâtre en aiguilles avec une légère contamination de particules argileuses.
5. Calcite blanche fibro-radiée.
6. Bande externe et irrégulière d’aragonite, à bourgeons et cristaux aciculaires typiques.
(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).

Photo 210 : Microphoto de lame mince (en LP) montrant une microtouffe d'aragonite aciculaire dans la bande interne d'aragonite (photo 209). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers la gauche), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).

Figure 264 : Formation de minces croûtes d'aragonite dans un plaquage limoneux, à polygones de dessication, situé sur le sommet de la coupe 1 du remplissage d'Aranzadi (réseau de la Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). L'aragonite provient de l'exsudation du dépôt sous l’effet du dessèchement.

1. Exemples dans le réseau de la Pierre St.-Martin

81On met en évidence deux types de formations associées à la calcite : une aragonite en bandes alternées et une aragonite de recristallisation. De l'aragonite directement engendrée à partir de remplissages argilo-limoneux est également présente.

a. Disposition en bandes alternées

82L'échantillon PSM3/C est une stalactite prélevée dans la partie amont de la salle Chevalier, en rive gauche, au niveau de la terrasse sableuse placée 40 m au-dessus du torrent. Cette concrétion fait partie d'un ensemble de stalactites et de stalagmites dont la surface de chacune d'elles est recouverte par des bourgeons et du givre d'aragonite. L'analyse révèle 92 % de calcite et 8 % d'aragonite sur le total de l'échantillon, avec une très faible contamination détritique. La densité absolue est de 2,75 et la porosité totale atteint 4,16 %. L'observation en lame mince montre que l'aragonite se présente en deux bandes alternées et irrégulières, de teinte gris-beige. Du cœur de la stalactite vers l'extérieur, on note (fig. 263 et photo 209) :

  1. un canal central ;
  2. une calcite radiée à grands cristaux columnaires blancs ;
  3. une bande d'aragonite, à rebords irréguliers et bourgeonnants (présence de petits bouquets de cristaux aciculaires) (photo 26) ;
  4. une calcite jaunâtre à cristaux columnaires irréguliers, soulignée par une légère contamination de poussières argileuses ;
  5. un horizon de calcite blanche fibro-radiée ;
  6. une bande externe d'aragonite à gros et petits bourgeons, à givre et petites touffes de fins cristaux aciculaires.

83La bande d'aragonite interne présente une surface irrégulière comme la bande externe. De petits bourgeons, de 0,5 à 1 mm de diamètre, se développent directement à partir de la surface (corrodée ?) de la calcite blanche et massive du cœur de la concrétion (fig. 263 et photo 210). Cette surface d'aragonite a piégé localement de fins débris jaunâtres (argile, grains calcaires...). Les couches de calcite microsparitique épousent cette surface irrégulière selon des lamines ondulées. La bande d'aragonite externe, à surface très bosselée, révèle à la loupe binoculaire des micro-touffes composées de cristaux aciculaires de 0,5 à 1 mm de long.

b. Recristallisation d'aragonite

84Dans la galerie Aranzadi, la vieille coulée pariétale PSM1/C, prélevée au contact des argiles de l'Ensemble Principal varvé, possède une forte porosité d'altération de 32 % (supra § 3.b). L'aragonite ne représente que 1 % du total de l'échantillon ; elle forme une cristallisation secondaire en fines aiguilles, de 30-50 à 200-300 µm de long, qui tapissent les pores de dissolution (géodes) ou enrobent des grains de calcite (photo 208).

c. Aragonite et dépôts argileux

85Dans la galerie Aranzadi, un niveau argilo-limoneux brun-marron recouvre les terrasses fluviatiles étagées et certains secteurs de l'Ensemble Principal. Ce dépôt, épais seulement de 20 à 30 mm, est craquelé par dessication et plus ou moins induré dans sa masse. En dehors d'une poudre de gypse visible sur la face supérieure des polygones de dessication, on constate en coupe que le sédiment présente des bandes cristallisées de 0,5 à 1,5 mm d'épaisseur (fig. 264). Localement, au niveau de vides stratifiés de dessication, des croûtes blanches forment des géodes allongées et aplaties. A la loupe binoculaire, on remarque qu'il s'agit de fines croûtes d'aragonite à bouquets de cristaux aciculaires très fins (cristaux de 50 à 250 µm de long).

2. Genèse de l'aragonite

86Carbonate de calcium à structure cristalline orthorombique, plus compact (d = 2,95) que la calcite (d = 2,71 – système cristallin rhomboédrique), l'aragonite est métastable à température ordinaire et n'a pas une origine simple en cavité karstique. Aussi, malgré l'abondance des travaux sur ce sujet, la genèse de l'aragonite en grotte n'est-elle pas encore entièrement résolue. Cependant, plusieurs facteurs favorables à sa formation sont désormais reconnus.

a. Au niveau géochimique

87L'importance de l'ion magnésium a été soulignée par divers auteurs ; par contre, l'influence de l'ion strontium est plus discutée (HILL et FORTI, 1986, p. 163). Pour la grotte de la Devèze située dans le S de la France (Courniou, Hérault), CABROL (1978, p. 70) confirme le rôle favorable du magnésium (la grotte se situe dans un front de dolomitisation), "soit par sa présence au début de la précipitation, soit par l'augmentation de sa concentration au cours de la formation minérale" ; il note que la teneur en strontium est toujours très supérieure à celle mesurée dans la calcite, sans doute à cause du système cristallin orthorombique de l'aragonite qui est un piège à strontium, car ce dernier présente des teneurs de plusieurs milliers de ppm contre 50-250 ppm pour la roche encaissante.

b. Le rôle de l'argile

88Celui-ci a été souvent souligné car, du fait de sa structure poreuse, l'argile est bonne échangeuse d'ions et accumule l'humidité pour la restituer ensuite (GEZE, 1965, p. 112). Les observations de terrain montrent que les cavités ou portions de cavités à aragonite sont de préférence argileuse. Par exemple, dans les minces croûtes d'aragonite de la galerie Aranzadi (Pierre St.-Martin) engendrées dans et sur des remplissages fins, la genèse du minéral est claire : au cours de l'assèchement de la couche argilo-limoneuse brune, l'eau minéralisée contenue dans le réseau poreux est libérée lentement et sourd sur la surface externe ou au niveau des plans de dessication interne. La cristallisation s'effectue par évaporation et sans doute par accroissement du rapport Mg/Ca (fig. 264).

89Dans l'échantillon PSM1/C, coulée pariétale poreuse de la galerie Aranzadi, l'influence de l'argile est différente. En effet, l'aragonite de recristallisation située dans les pores de dissolution de la calcite (photo 208) semble s'expliquer de la façon suivante : coincée entre le remplissage argilo-limoneux et la paroi durant 150 à 200 ka environ, la concrétion a subi une forte altération interne en raison du pouvoir corrodant des argiles (chap. IX). Le début de recristallisation interne de type aragonitique a dû intervenir postérieurement, après l'érosion partielle des remplissages détritiques, à partir du feutrage argileux résiduel subsistant sur la concrétion.

90Plusieurs travaux américains indiquent que les couches d'aragonite en bandes alternées dans les concrétions croissent presque toujours sur des surfaces de corrosion ou des couches de fins débris (REAMS, 1972 ; CRAIG, HORTON et REAMS, 1984). Dans l'échantillon PSM3/C de la salle Chevalier (Pierre St.-Martin) (fig. 263), les petites touffes d'aiguiles d'aragonite poussent à partir d'une surface peu ou pas corrodée, marquée seulement par l'arrêt du concrétionnement calcitique ; de plus, on n'observe pas d'influence directe des cutanés détritiques. La question est de savoir si l'aragonite a besoin d'une surface de nucléation particulière, à germes détritiques par exemple, pour se développer.

c. Les conditions climatiques souterraines

91On sait que l'aragonite réclame des conditions de genèse plus sèche, d'où le rôle de la thermoventilation souterraine sur l'évaporation, alors que la calcite demande des conditions plus humides, constatations déjà faites par divers auteurs. L'aragonite aciculaire ou "anthodite" (HILL et FORTI, 1986, p. 22) suppose une alimentation lente (mince film d'eau) et une précipitation favorisée par l'évaporation, comme l'illustre l'orientation préférentielle des cristaux face au courant d'air. Citons les exemples des formations du type "brosse à dents" de la grotte du Lauzinas/Hérault-Fr. (CABROL, 1978, p. 69) ou des "boutures" d'aragonite sur fistuleuses tombées à terre dans la grotte de Moulis/Ariège-Fr. (GEZE, 1965, p. 112). Cet assèchement de l'air provoque une sursaturation de la solution, avec augmentation du rapport Mg/Ca, et sa précipitation.

d. Le régime hydrologique des percolations

92Dans les concrétions à bandes alternées calcite-aragonite, comme celles de la Pierre Saint-Martin (supra) ou celles du Missouri décrites par CRAIG et al. (1984), les horizons d'aragonite interviennent toujours, du moins à la Pierre Saint-Martin, après une phase d'alimentation rapide démontrée par une calcite à cristaux columnaires, suivie d'un arrêt du concrétionnement. Pour le givre et les fines croûtes d'aragonite en paroi ou sur les argiles, une lente percolation ou la simple exsudation du remplissage peut suffire à sa précipitation. L'aragonite massive ou mixte (en nodules) que l'on rencontre également dans les bandes alternées des stalactites de la salle Chevalier (échantillon PSM3/C) suggère un ennoiement calme, du type gour, d'où le passage latéral d'une aragonite aciculaire à genèse aérienne (film d'eau et bonne ventilation) à une aragonite nodulaire à genèse subphréatique (cf. tableau génétique de MOORE et HALLIDAY, 1953, complété par HILL et FORTI, 1986, p. 23). Mais cette hypothèse "subphréatique" n'est pas vérifiée à la Pierre Saint-Martin.

Photo 211 : Crète : plateau karstique de Marathos, Astiraky, au N du Mt. Ida. Massif stalagmitique brun-rouge recoupé par l'érosion dans une vallée sèche vers 440 m d'altitude. Des spéléothèmes de ce type se retrouvent à toute altitude sur les karsts de Crète (chap. III) ; ils jalonnent l'ancienne surface karstique fondamentale miocène.

Photo 212 : Bolkar Dag dans le Taurus central vers 2000 m d'altitude (Turquie). Puissant massif stalagmitique haut de 10 m dans une paléocavité recoupée au flanc d'un canyon (marbres paléozoïques) (chap. IV). Le contexte géomorphologique indique un âge tertiaire.

Photo 213 : Un des multiples massifs stalagmitiques recoupés par l'érosion glaciaire sur la bordure amont du massif de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl., Navarre). Ces spéléothèmes se situent entre 2000 et 2300 m et ont tous plus de 350 000 ans (U/Th) (datations Y. QUINIF pour deux échantillons du secteur Soumcouy-Anie) ; le contexte géomorphologique suggère un âge préquaternaire.

E. LES CONCRETIONS DE GYPSE

1. Distribution et genèse générale

93Les cristallisations de gypse (CaS04.2H20, système monoclinique), les plus répandues des concrétions sulfatées endokarstiques, sont fréquentes dans les réseaux de haute montagne. Ce gypse d'altitude, en cavité froide (0 à 5-6°C) et bien ventilée, est stable. Par contre, on sait que dans les grottes chaudes et sèches, le gypse peut se transformer en bassanite, sulfate de calcium double en partie déshydratée (2CaSO4.H2O, système rhomboédrique), qui devient ensuite de l'anydrite (CaS04, système orthorombique) (HILL et FORTI, 1986, p. 113).

94Des concrétions de gypse sont signalées dans quelques cavités de haute montagne, notamment par CAILAR et DUBOIS (1955) dans la grotte Devaux (Htes.-Pyrénées) ou par FORD (1975) dans Castleguard Cave (Alberta, Canada). Nous avons observé du gypse dans la plupart des grandes cavités de haute montagne : Jean-Bernard (Hte.-Savoie), BU56 et Pierre St.-Martin (Navarre et Pyr.-Atl.), et dans plusieurs réseaux haut-alpins moins connus (gouffre Karen à Platé/Hte.-Savoie). Les formes les plus courantes sont :

  • les croûtes (ex : réseau Jean-Bernard, sur les parois du "méandre aux Excentriques"/réseau supérieur ; réseau BU56, dans le "méandre Oprimido ; gouffre Karen, galerie Titus vers – 240 m) ;
  • les aiguilles (ex : gouffre Karen, galerie Titus) ;
  • les fleurs (ex : gouffre Karen, galerie Titus) ;
  • la poudre (ex : Pierre St.-Martin, galerie Aranzadi ; gouffre Karen, galerie Titus).

95La genèse du gypse souterrain est assez bien connue (HILL et FORTI, 1986). Sur les parois de galeries, les croûtes proviennent de la précipitation du sulfate de calcium à partir d'une solution qui percole à travers le système poreux de la roche : porosité interstitielle et/ou porosité de fissures. Cette cristallisation est facilitée par la thermoventilation qui assure une bonne évaporation. L'origine du sulfate est souvent discutée : niveaux de pyrite (oxydation de FeS2), couches ou lentilles de gypse (remobilisation du gypse), roches basaltiques...

96Pour les aiguilles de gypse qui croissent sur un remplissage argilo-limoneux, phénomène bien connu, l'origine pose moins de problème. CAUMARTIN (1971, p. 91) rappelle que l'oxydation des sulfures en gypse est "un phénomène spontané banal" qui se produit à la surface des sédiments argileux au contact de l'air. Les sulfures peuvent aussi venir de la roche (pyrite) ou de la matière organique par fermentation réductrice. Mais dans les karsts de haute montagne, comme dans le gouffre Karen à Platé, les aiguilles de gypse ne proviennent pas de la matière organique puisque celle-ci est absente (l'analyse palynologique n'a même pas révélé de pollen : M. DELAMETTE, comm. orale).

2. Vitesse de croissance des aiguilles de gypse

97Dans "Webers cave" (Iowa, USA), découverte en 1860 après le creusement d'un puits artificiel, PECK (1977) signale des aiguilles de gypse de 9 à 16,5 mm de long qui se sont formées en 90 ans sur le flanc d'un remplissage ouvert par l'homme vers 1870. LANDIS (1961, in PECK, 1977) indique aussi de petites aiguilles de 7 mm de long formées depuis 100 ans environ sur la paroi d'un mur d'argile creusé par les mineurs, qui exploitaient le salpêtre dans "Cove Knob cave", en Virginie occidentale. Se fondant sur cette vitesse de formation en fonction du poids, PECK (1977) considère que les aiguilles de gypse les plus fréquentes, d'un poids de 5 grammes par exemple, ont un âge de Tordre de 28 000 à 81 000 ans.

98En Haute-Savoie, dans le gouffre Karen (Platé), nous avons observé des aiguilles, des croûtes et de fleurs de gypse en abondance dans un réseau inactif, la galerie Titus, située à la cote – 240 m et parcourue par un fort courant d'air. Les aiguilles se rencontrent sur le sol argileux ou accroché à des irrégularités de la paroi ; elles atteignent 12 à 18 cm de long et pèsent plusieurs grammes. On est dans la fourchette de poids des aiguilles citées par PECK (1977) aux USA ou par COUTURAUD (1986) dans le réseau jurassien du Verneau (Doubs). Or, dans le gouffre Karen, on a pu dater (U/Th) le remplissage argilo-limoneux grâce à des concrétions calcitiques scellant le dépôt. On constate deux générations de concrétionnement stalagmitique :

  • vers 180-200 ka (stade isotopique 7) ;
  • une seconde vers 98-124 ka (Eemien, stade isotopique 5).

99Le remplissage est donc antérieur à 200 ka ; il a été érodé au cours de la dernière phase du Riss, en gros entre 180 et 124 ka. Trépanée par des puits de soutirage creusés par des écoulements verticaux (cheminées), la galerie est devenue inactive au cours du Würm et de l'Holocène. Par conséquent, on peut conclure que les plus grandes aiguilles de gypse engendrées sur le remplissage érodé sont postérieures à 98 ka. Les plus grandes cristallisations de gypse ont donc au moins 50 à 90 ka.

II - LES SPELEOTHEMES MIS A JOUR PAR L'EROSION

100Des concrétionnements calcitiques, autrefois engendrés dans Tendokarst, peuvent se trouver aujourd'hui en surface à cause de l'abaissement de Texokarst par érosion-dissolution nivo-karstique et/ou glacio-karstique. Ces concrétions reliques se présentent sous la forme de coulées stalagmitiques en place ou de fragments épars déconnectés de leur substrat. Ce sont les témoins de cavités disparues, mais dont les prolongements inférieurs peuvent exister. Certaines sont très compactes (porosité de 1 à 2 %), bien que nettement corrodées en surface ; d'autres sont profondément altérées dans leur masse et ont une forte porosité. Leur distribution géographique est variable.

101Le principal problème est celui de l'âge de ces spéléothèmes. En effet, leur existence supposent des conditions différentes (climat plus chaud, couverture biopédologique...) et sans doute une altitude plus basse.

Photo 214 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon C13/C stalactite rougeâtre prélevée sur le plateau de l'Axi Kefala, vers 1500 m (Mt. Ida, Crète). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Calcite columnaire compacte polluée par des auréoles de microdébris (fig.265).
NB : les vides en noirs sont en grande partie des artefacts d'arrachement.

Figure 265 : Echantillon CI3/C. Lame mince dans une stalactite rougeâtre prélevée en surface, sur le plateau de l'Axi Kefala (Mt. Ida, Crète/Grèce) (le sommet de la concrétion est vers le haut).
1. Calcite columnaire. 2. Succession de discontinuités d'accroissement soulignées par des cutanés sombres et rougeâtres composées de microdébris détritiques (quartz, argile,...).
(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).

Figure 266 : Echantillon CI1/C. Lame mince dans une stalagmite brun-rouge prélevée à la surface du plateau de l'Axi Kefala (Mt. Ida, Crète-Grèce) (l'extérieur de la concrétion est vers le haut).
1. Coins intercristallins en "V" et microfissures à remplissages de fins débris détritiques. 2. Discontinuités d’accroissement à microcoins en “V". 3. Calcite columnaire. (Lame mince fabriquée au Laboratoire de Géomorphologie du CNRS/Caen).

Photo 215 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon Cl/C : filon à faciès travertineux orange (origine hydrothermale probable) prélevé dans la vallée W du Kastro (Levka Ori, Crète). Horizon pollué par des microdébris (quartz, argile, hydroxydes).

A. DISTRIBUTION GEOGRAPHIQUE

102A l'échelle mondiale, l'observation de terrain montre que ces concrétions mises à jour sont beaucoup plus abondantes dans les régions connaissant ou ayant connu un climat plus chaud que celui du domaine tempéré humide. Ce phénomène ne dépend pas seulement de la latitude, mais aussi de l'âge du début de la karstification.

103– Les karsts méditerranéens et du Moyen-Orient, à toute altitude, présentent une grande richesse en concrétionnements stalagmitiques mis à jour. En Crète centrale, sur le versant N du Mt. Ida, les stalagmites dégradées apparaissent depuis les bas plateaux et basses chaînes (Talea Ori, Marathos) (photo 211) et plateaux intermédiaires à buttes (900-1600 m) jusqu'aux zones sommitales (1600-2400 m) (chap. III). Maints exemples sont connus également au Maghreb, en Espagne (Andalousie), en France (Provence), en Italie, en Yougoslavie, en Grèce continentale, en Turquie, au Liban...

104Dans les hautes chaînes calcaires telles que le haut-Altas (Maroc), le Taurus (Turquie) (photo 212) et le Zagros (Iran), ces concrétions sont observées jusqu'à plus de 3000 m d'altitude.

105– Les karsts de type haut-alpins s.s., caractéristiques du domaine tempéré humide, sont généralement peu riches en concrétions dégagées par l'érosion. Nous en avons observées très rarement dans les hautes Alpes calcaires franco-suisses comme sur le col de la Gemmi (Valais/berne, Suisse), vers 2300 m d'altitude, au bord de cavités recoupées par l'érosion glaciaire dans les calcaires tithoniques (observations : F. BIANCHI-DEMICHELI et R. MAIRE).

106Par contre, dans les Pyrénées-Atlantiques et en Navarre, sur le massif de la Pierre St.-Martin/Larra, les vieux spéléothèmes recoupés par l'érosion glaciaire sont abondants sur la bordure supérieure du massif (photo 213). Pourtant, la latitude et les conditions climatiques sont peu différentes de celles des hauts karsts des Alpes franco-suisses.

107Cette opposition apparente a une explication. La plupart des hautes montagnes calcaires franco-suisses ont été soumises tardivement à la karstification à cause du décapage des couvertures imperméables (grès, schistes, flyschs) par l'érosion glaciaire au cours du Plio-Quaternaire (ex : Platé/Hte.-Savoie) et parfois seulement au cours du Pléistocène (Mt. Mounier/Alpes Maritimes) (chap. XIII). Ainsi, les concrétionnements, engendrés sous climat plus chaud et à altitude plus basse, ne se retrouvent que là où les calcaires ont été mis à nu suffisamment tôt. Par exemple, sur le massif de la Pierre St.-Martin, les spéléothèmes retrouvés en surface apparaissent en abondance dans la partie amont du massif la plus soulevée (Soum Couy, Pic d'Anie, col d'Anaye, Ourtets...), c'est-à-dire là où la karstification néogène a débuté le plus tôt (faible couche de flysch vite érodée) (photos 325 à 327, chap. XVI). Ces arguments géomorphologiques suggèrent un âge préglaciaire.

B. CARACTERES DES SPELEOTHEMES COMPACTS MIS A JOUR SUR LES HAUTS KARSTS MEDITERRANEENS

108Plusieurs échantillons prélevés en Crète (Grèce), sur le Triglav (Yougoslavie) et le Haut-Atlas (Maroc) sont analysés à partir de lames minces. Il s'agit de stalagmites, de planchers, de coulées ou de stalactites composées de calcite (97 à 100 %) et d'éléments détritiques (2 à 3 % de quartz et d'argile). La contamination en argiles et oxydes-hydroxydes, bien que quantitativement faible (souvent moins de 1 %), est cependant suffisante pour teinter en brun-rouge la plupart des concrétions retrouvées en surface.

Photo 216 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon Ml/C : plancher prélevé sur le haut karst du Djebel Chat, vers 3100 m (Ht. Atlas central, Maroc). (Coupe transversale, sens de croissance vers le haut). On observe une structure rythmée et ondulée de calcite en épis. Porosité de dissolution visible en bas.

Figure 267 : Echantillon TR1/C. Lame mince dans un fragment de plancher stalagmitique rougeâtre très altéré prélevé dans une vallée sèche de l'Anamas Dag (Taurus occid.-Beysehir, Turquie) (le sommet de la concrétion est vers le haut).
1. Calcite fibreuse, en épis, présentant dans sa masse une première contamination pédologique.
2. Pores de dissolution (porosité totale mesurée de 30 %).
3. Argilanes brun-rouge.
4. Pores à recristallisation microsparitique-sparitique. (Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).

Photo 217 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon TR1/C : plancher stalagmitique prélevé dans une vallée sèche de l'Anamas Dag, vers 1800 m (Taurus occidental/Beysehir, Turquie). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Cristallisation en épis fortement altérée et infiltrée par les sols rouges (argilanes visibles en noir) (fig. 267).

1. Exemples de spéléothèmes de Crète (Grèce)

109Ceux-ci sont fréquents sur tous les karsts de Crète. Plusieurs exemples sont choisis sur le Mt. Ida et les Levka Ori.

a. Plateau de l'Axi-Kefala, Mont Ida et poljé du Nida

110Le versant N du Mt. Ida, dans le centre de l'île, est constitué par une succession de plateaux étagés selon des escarpements de faille. Le relief est celui de la surface karstique miocène (surface fondamentale de Crète) soulevée au Miocène supérieur et retouchée par les processus périglaciaires au Pléistocène (chap. III).

111– Echantillons CI3/C : cette stalactite a été prélevée vers 1500 m sur le plateau dénudé de l'Axi-Kefala, au-dessus du poljé du Nida. Il s'agit d'une concrétion rougeâtre, compacte (P = 0,53 %), organisée en grands cristaux columnaires, séparés par des auréoles de croissance plus foncées (photo 214 et fig. 265). Ces dernières sont soulignées par des cutanés, larges de 20-30 à 200-300 µm, constitués de poussières détritiques (quartz et argile) représentant un total de 3 % sur l'ensemble de l'échantillon. Ces fins débris oxydés sont soudés par une microsparite (photo 60, chap. III).

112– Echantillon ANG 238 : ce ciment rouge est situé dans une cavité recoupée vers 1250 m. Il contient des éléments de roches vertes, des éléments de concrétions litées, des minéraux divers (hornblende brune, amphibole, quelques éléments ponceux fibreux), surtout des pelotes de pseudo-sables et quelques phytolithes. Les contaminations racontent une histoire complexe liée à la couverture de phyllades du massif et aux apports atmosphériques distaux. Le ciment est finement laminée et des ferranes recoupent cette stratification micritique fine.

113Echantillon ANG 241/C : prélevée sur le plateau supérieur d'Anogia, vers 1260 m, cette concrétion en épis est située dans une cavité recoupée par la route (fig. 64, chap. III). On observe des contaminations pédologiques dans des pores de corrosion : micas, éléments de roches micaschisteuses et phylliteuses, quartz, nombreux minéraux altérés pris dans la masse des cristaux de calcite. Quelques éléments minéraux sont identifiables : quartz bipyramidés, biotite, sphène et apatite dans la masse des grands faisceaux de calcite.

114Echantillon CI1/C : située dans une petite cavité de subsurface (alt. 1450 m) recoupée par la route (photo 9 du chap. III), cette stalagmite massive présente une teinte brun-rougeâtre classique, mais il existe une phase de concrétionnement sommital blanc, non oxydé dans sa masse. L'ensemble est formé également d'une calcite columnaires (en épis) de plusieurs centimètres de long. Les discontinuités d'accroissement sont soulignées par des coins intercristallins en "V" et des microfissures qui piègent les microdébris de quartz et d'argile (fig. 266) (photo 59, chap. III).

115– Sur le plateau de Marathos et la chaîne côtière des Talea Ori, vers 300 à 500 m d'altitude, les concrétions visibles en surface ou dans des cavités en position cutanée sont généralement plus opaques et plus rouges, car fortement contaminées par les sols fersiallitiques. L'échantillon CS2/C, prélevé sur la coupe de la route du poljé de Damasta, présente une calcite sparitique à gros cristaux rhomboédriques. L'ensemble est imprégné par des auréoles brun-rougeâtre, irrégulières, constituées d'oxydes, d'hydroxydes et de petites particules d'argile issues du lessivage des sols rouges proches. Toute la calcite est colorée en orange.

b. Massif des Levka Ori (Crète occidentale)

116Le haut karst conique, entre 1700 et 2400 m d'altitude, présente de nombreux concrétionnements souterrains recoupés par l'évolution karstique (chap. III). On distingue :

  • des filons "travertineux", sans doute hydrothermaux, dans les grandes fissures d'extension liées au régime de subduction ;
  • des spéléothèmes classiques situés dans des paléocavités recoupées.

117Dans les deux cas, ces concrétionnements, souvent orangés, sont contaminés par l'ancienne couverture de sols rouges et par des poussières éoliennes sous forme de pseudo-sables, et par quelques traceurs téphrochronologiques (chap. III).

118– Echantillon Cl/C : comme nous l'avons vu (chap. III et XIV), ce type de filon "travertineux" orangé, prélevée dans la vallée W du Kastro vers 1800 m, a une origine hydrothermale probable comme celui représentée sur la photo 279 (chap. XIV). La couleur orange, dans la masse des cristaux, est peu visible en lame mince. En revanche, les bandes de croissance sont marquées par des microdébris d'argile, de quartz et d'hydroxydes (photos 87 et 88, chap. III). Localement, on observe des pores de dissolution tapissés de microsparite de recristallisation et de particules d'argile rouge, de grains arrondis rouge-sombre, certains plus clairs représentent des accrétions d'argiles (pseudo-sables) (photo 215). Le quartz représente 3 % de l'échantillon.

119– Echantillon C3/C : il a été prélevé sur un massif stalagmitique situé à l'entrée d'une paléocavité recoupée sur le Linas, vers 2000 m d'altitude, dans la partie W du massif. Du centre de l'échantillon vers la surface, on observe une succession de bandes de calcite columnaire séparés par des auréoles microsparitiques à fins débris (argile, quartz). Un niveau plus grossier, épais de 4 à 5 mm, contient de nombreux grains plus ou moins arrondis, apparemment éoliens (grains noirs, éléments d'argile, de quartz, de dolomie, pseudo-sables). La surface inférieure de ce niveau corrode la surface microsparitique à fines bandes du cœur de la stalagmite.

120– Echantillon KA 270/A : cette concrétion infiltrée par un ciment de couleur brique a été prélevée dans une cavité recoupée de la vallée W du Kastro vers 1770 m. L'ensemble est contaminé par des minéraux variés souvent difficile à déterminer car très fins : olivine à corona d'iddingsite, olivine fraîche en "pomme de pin" (dans le ciment de microbrèches infiltrant l'ensemble), sphène usé et sphène automorphe dans la fraction 10 pm. L'infiltration de la calcite (importante dissolution) et l'abondance des contaminations atmosphériques, glomérules de pseudo-sables (argilisés dans la masse plasmique ferrugineuse) prouvent que cet échantillon a subi les effets d'une importante éruption volcanique distale et durant une période majeure d'apports de sédiments vannés depuis des sebkhas (détermination S. POMEL, G. STOOPS et P. DE PAEPE).

Photo 218 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PBU8/C : coulée stalagmitique prélevée à l'entrée d'une cavité décapitée de la Sierra de Budoguia vers 2200 (revers espagnol de la PSM, Navarre). Calcite très altérée et en grande partie recristallisée sous forme de cristaux en " arêtes de poisson".

2. Autres exemples de spéléothèmes de Méditerranée

a. Haut Atlas central calcaire (Maroc)

121Dans le haut Tessaout, à l'WNW du Mgoun (4071 m), le Djebel Ghat (ou Rat) forme un synclinal perché de calcaires dolomitiques du Lias culminant à 3797 m et d'une superficie de 35 km2. Entre 2900 et 3400 m, ce haut karst, de relief ruiniforme et à pelouses écorchées, présente une évolution morphologique avancée : nombreuses dolines, profonds couloirs sur fractures, puits et abondantes concrétions mises à jour par l'érosion. La retouche glaciaire ne concerne que les petits cirques sommitaux (COUVREUR, 1981 ; RIGALDIE, 1982, Echos des Vulcains, n°42, Lyon).

122L'échantillon de plancher stalagmitique M1/C provient de la bordure E du synclinal, sur le col (point coté 3116 m) situé à TW de Jbel Awltoune (carte du Maroc, 1/50 000, feuille NH-29-XXIV-3b) (prélèvement effectué par C. RIGALDIE). Du centre vers l'extérieur de l'échantillon (photo 216), on remarque une formation de calcite sparitique en épis, de type bactérien ou mycélien (stromatolites). La bande centrale sparitique, oxydée dans sa masse (teinte jaunâtre), présente des pores de dissolution dont certains sont tapissés de calcite de recristallisation, formant des géodes infra-millimétriques. La porosité totale est de 3,1 %. La concrétion se termine par des couches stratifiées de calcite sparitique engrenée. On observe une légère contamination argileuse sous forme de bourrage de poussières dans les discontinuités des cristaux columnaires.

b. Triglav (Yougoslavie)

123Le Triglav (alt. 2864 m), en Slovénie, est le point culminant de la Yougoslavie. Formé de calcaires et de dolomies du Trias, ce massif est un karst de type haut-alpin, humide et à forte empreinte glaciaire, où l'influence méditerranéenne est très atténuée. Sur le versant escarpé oriental du culmen, une coulée stalagmitique rougeâtre (YT1/C) a été échantillonnée vers 2400 m d'altitude, au niveau de l'arête Triglavski Vogel, sentier allant du refuge Planika (2408 m) au refuge Triglavski (2515 m).

124La concrétion est constituée par des bandes de calcite columnaire et compacte (P = 2 %). L'analyse minéralogique indique 98 % de calcite, des traces de dolomite et 1,5 à 2 % de quartz. En lame mince, une contamination apparaît à nouveau dans les discontinuités de croissance, coins en "V" et infiltrations, formant parfois des cutanés de 50 à 200 µm de large. Une cristallisation microsparitique cimente ces surfaces contaminées. On observe enfin une légère coloration rougeâtre dans la masse des grands cristaux.

C. CARACTERES DES SPELEOTHEMES ALTERES

125A la surface des karsts d'altitude méditerranéens, les concrétions très altérées, notamment par les sols rouges, sont assez fréquentes ; leur porosité peut atteindre plus de 30 %. D'un système cristallin fermé et compact, on passe à un système ouvert par la corrosion, avec des phénomènes importants de recristallisation et de piégeage ultérieur d'éléments détritiques. De telles concrétions sont inaptes aux datations U/Th. Plusieurs exemples sont analysés : l'un venant du Taurus (Turquie), les deux autres de la Pierre Saint-Martin.

1. Exemple de spéléothème altéré du Taurus occidental (Turquie)

126Entre le Dedegol Dag (3000 m) et le lac de Beysehir, au N d'Antalya, le karst de l'Anamas Dag forme une vaste coupole de calcaires jurassico-crétacés située entre 1700 et 2300 m. Sur cette montagne percée de dolines et d'ouvalas, de multiples cavités ont été recoupées par l'évolution karstique, dans un secteur qui n'a jamais été englacé, contrairement au Dedegol Dag (chap. IV).

127L'échantillon TR1/C est un fragment de plancher stalagmitique déconnecté de son substrat, localisé en bordure d'une vallée sèche, vers 1750 m d'altitude ; il renferme 95 % de calcite, des traces de dolomite et un pourcentage sensible en insolubles : 3 % de quartz et 2 % d'argile. La teinte est rougeâtre (Munsell 2,5 YR 5/8) et la porosité totale atteint 12 %. En lame mince, on observe les phases génétiques suivantes (fig. 267) :

128Phase 1 : une calcite en épis cimente dans sa masse des éléments de vieux sols (colluvions lithochromes) caractérisés par des glomérules argileuses rouges, de grains de calcaire et de quelques rares minéraux.

129Phase 2 : un stade de corrosion a altéré l'intérieur de la concrétion, créant des pores et des fissures de dissolution.

130Phase 3 : dans les pores et fissures de corrosion, des argiles ont été piégées, formant des argilanes brun-rouge (mauvaise cristallinité) et une carbonatation nodulaire d'origine biochimique.

131Phase 4 : une recristallisation de calcite sparitique s'est formée dans certaines vacuoles et entre les fibres de calcite originelle.

132On est en présence d'un concrétionnement ancien, contaminé dès sa genèse par le transfert dans l'endokarst de paléosols rouges riches en goethite. Un échantillon de sol fersiallitique proche, prélevé dans le fond de la vallée sèche, possède 55 % de kaolinite, 25 % d'illite et 25 % d'interstratifiés 14c-15s, pour une médiane granulométrique de 2,5 µm (analyses : lab. de géomorphologie du CNRS, Caen). La porosité de dissolution, actuellement de 12 %, a été partiellement colmatée par une nouvelle contamination en éléments de sols rouges sous forme d'accumulations texturales typiques, des argilanes. Si les phases de concrétionnement-recristallisation sont à mettre en relation avec des interglaciaires chauds (avec participation biologique probable), la ou les phases de dissolution correspondent sans doute à une ou plusieurs périodes froides, à caractère nival ou nivo-pluvial, avec érosion locale des couvertures pédologiques alimentant des phases turbides notables.

2. Exemples de spéléothèmes altérés du massif de la Pierre Saint-Martin (Pyrénées)

133Dans les Pyrénées occidentales, sur le rebord navarrais de la Pierre St.-Martin (Sierra de Boduguia, Table des Trois Rois), des puits anciens concrétionnés ont été décapités par l'abaissement du karst. Deux échantillons ont été prélevés vers 1800-2200 m et analysés (tableau 58, annexe).

a. Echantillon PBU 8/C

134Il s'agit d'une coulée stalagmitique en place ; un fragment a été prélevé quelques mètres à l'intérieur du puits d'entrée dénommé BU153 dans l'inventaire spéléologique, gouffre situé dans les "calcaires des canyons", à près de 2200 m d'altitude, dans le bassin d'alimentation amont du réseau BU56. La porosité totale est de 31 % et la teneur en calcite de 98 %, pour 2 % de quartz. En lame mince, on observe plusieurs phases évolutives (photo 218) :

135Phase 1 : la première cristallisation, mal conservée, est de type columnaire (faisceaux avec participation biologique probable).

136Phase 2 : un stade important de corrosion crée une forte porosité vacuolaire (pores irréguliers, certains intercristallins), provoquant localement de petits vides disposés régulièrement dans une trame calcitique quadrillée, mettant en évidence la structure organisée initiale (recristallisation avec vides d'entassement et/ou de dissolution).

137Phase 3 : Dans les pores de dissolution, un stade de recristallisation a créé des cristaux calcitiques en "arêtes de poisson", à teinte de polarisation bleutée. Ceux-ci sont constitués par un cristal central allongé présentant un germe central ; sur les côtés, des microcristaux se sont développés, d'où la forme en arête. Aucune contamination par d'anciens sols n'est visible.

b. Echantillon PBU 4/C

138Cette coulée stalagmitique provient de l'entrée d'un ancien puits, le BU5 (alt. 1850 m), localisé à l'W de l'orifice du BU56, sur une croupe plantée de Pins à crochets. Sa porosité est de 15 % ; le taux de calcite est de 98 %, pour 2 % de quartz. En lame mince, le stade initial est formé par une cristallisation bourgeonnante, d'apparence biochimique. Le stade de dissolution en golfe avec formes de déplétion inter- et intracristalline (30 % du volume) est suivi d'une recristallisation blanche, irrégulière, visible dans les vacuoles de dissolution. Une légère contamination argileuse est présente sous la forme de fins cutanes, sur le pourtour des pores.

D. BILAN MICROMORPHOLOGIQUE ET AGE DES SPELEOTHEMES MIS A JOUR

1. Caractères micromorphologiques généraux

139– Les formes compactes, peu ou pas altérées dans leur masse, ont une porosité ne dépassant pas 2 à 3 %, voisine de celle des concrétions saines de l'endokarst. La calcite, représentant 97 à plus de 99 % des échantillons, cristallise en horizons fibro-radiés (calcite columnaire) ; les cristaux ont une forte biréfringence en lumière polarisée. La précipitation de type stromatolitique (bourgeons en épis) est parfois visible au microscope polarisant comme dans l'échantillon M1/C du Djebel Ghat (Maroc) (photo 216). Il peut exister des bandes microsparitiques au niveau des discontinuités d'accroissement. Les recristallisations microsparitiques en géodes sont localement présentes.

140Ces concrétions massives représente une cristallisation homogène alimentée par un amont couvert, souvent en équilibre, et fournissant un apport régulier en CO2 pédologique et des eaux peu turbides.

141La teinte souvent orangée à brun-rougeâtre des concrétions méditerranéennes est due à une légère pollution pédologique ou éolienne. Dans les échantillons analysés, la proportion en argile est toujours inférieure à 1 %, mais elle est suffisante pour donner cette couleur chaude. La contamination se manifeste toujours par des dépôts de petits grains d'argile, de pseudo-sables, de quartz, d'oxydes piégés dans les creux des surfaces de discontinuités, entre les cristaux, d'où ces formes classiques en "V" et en infiltrations dont la succession créent des sortes de fins cutanés alternés.

142– Les formes très altérées, en région méditerranéenne notamment, sont dues à des infiltrations pédologiques utilisant les joints intercristallins. La cristallisation en épis (faisceaux et bourgeons, participation biologique possible) paraît moins résistante à la dissolution que les cristallisations columnaires massives

2. Age des spéléothèmes recoupés

143Les concrétionnements mis à jour par l'érosion sont anciens si l'on se fonde sur les critères géomorphologiques. Par conséquent, les datations isotopiques U/Th devraient confirmer cette hypothèse en donnant des âges supérieurs à 350 ka (limite de la méthode). Or, les spéléothèmes recoupés posent des problèmes géochimiques, même si l'on conserve uniquement les échantillons les plus compacts. Les analyses isotopiques effectuées (C.E.R.A.K., Faculté polytechnique de Mons, Y. QUINIF) sur cinq échantillons de Crète, un du Haut-Atlas marocain, un du Djurdjura et deux de la Pierre St.-Martin, donnent des résultats variables.

144– Crète : dans le chapitre III, nous avons montré que quatre des cinq datations donnaient des âges aberrants compris entre 91 et 218 ka, ce qui est impossible compte tenu du contexte géomorphologique (paléocavités décapitées, filons hydrothermaux) et de la datation téphrochronologique du ciment brique (Pliocène inférieur) qui corrode le même type de concrétionnement. Une seule datation (échantillon CS1/C, bordure N de l'Ida) donne un âge probablement supérieur à 350 ka.

145– Haut Atlas (Maroc) et Djurdjura (Algérie) : l'échantillon Ml/C du Haut-Atlas présente une date de 139,4 ka (+ 71,1, – 38,9) considérée comme douteuse à cause du faible rapport 230Th/232Th = 5, indiquant une pollution détritique. L'échantillon AAS1 du Djurdjura, très pur, a donné un âge géochimiquement fiable de 99,5 ka (+ 9,0, – 8,2).

146– Arres d'Anie/Pierre St.-Martin (Pyrénées) : les deux coulées stalagmitiques ont été prélevées, l'une sur le sommet du Soumcouy (alt. 2300 m), l'autre dans le fond de la cuvette glacio-kartique des Anies (alt. 2100 m). Les âges U/Th calculés sont supérieurs à 350 ka.

147Les âges inférieurs à 350 ka obtenus pour certains spéléothèmes ne sont pas acceptables sur le plan géomorphologique. L'ancienneté de ces concrétions a été prouvée en Crète grâce au ciment brique d'origine volcanique ; sur les Levka Ori et l'Ida, les massifs stalagmitiques recoupées jalonnent la surface fondamentale miocène et doivent dater, pour l'essentiel, du Miocène moyen-supérieur.

148Malgré leur compacité, et en raison de leur ancienneté (plusieurs millions d’années), il n'est pas surprenant que l'on ait des phénomènes d'altération et de recristallisation qui modifient les équilibres géochimiques (ce qui est suggéré par l'observation micromorphologique).

149Dans les grandes dépressions glacio-karstiques où l'érosion mécanique a joué un rôle important, le creusement a été considérable au cours du Pléistocène. En considérant uniquement la valeur de la dissolution dans les dépressions, l'abaissement serait de 20 à 30 m en 400 ka, si l'on se base sur la vitesse de dissolution holocène. En tenant compte du surcreusement glaciaire, il est raisonnable d'admettre une tranche enlevée deux à trois fois supérieure, soit 50 à 100 m. Une telle tranche de calcaire érodée suppose l'existence d'anciens réseaux karstiques "en pointillés", aujourd'hui disparus. Une érosion de 200 à 300 m est donc possible pour l'ensemble du Quaternaire dans les cirques et vallons glacio-karstiques (chap. XVI).

150Sur la Sierra de La Nieves, en Andalousie (Cord, bétiques, Esp. du Sud), un plancher stalagmitique a été daté à 210 ka dans la doline d'entrée de la Sima G.E.S.M. ; selon DELANNOY et GUENDON (1986), il y aurait eu un décapage de plusieurs dizaines de mètres depuis cette date, du moins au niveau de la dépression. Dans le même secteur, mais en position de crête, de gros concrétionnements compacts ont été datés à plus de 350 ka (J.-J. DELANNOY, comm. orale, d'après les analyses du C.E.R.A.K., Y. QUINIF).

III - GENESE DES SPELEOTHEMES D'ALTITUDE

151Les concrétions endokarstiques d'altitude, surtout d'origine interglaciaire, ont sensiblement le même mode de formation que les autres concrétions de basse et moyenne montagne, avec un rôle effacé du couvert végétal. On développe les données acquises sur la participation des microorganismes, aspect encore méconnu dans l'endokarst, et l'on insiste sur la vitesse de croissance des concrétions.

A. LES CONDITIONS DE PRECIPITATION DE LA CALCITE

152Les mécanismes de précipitation de la calcite (plus de 90 % des concrétionnements endokarstiques) sont bien connus, en particulier dans les karsts de basse et moyenne altitude, sous les latitudes tempérées et intertropicales. Dans les hautes latitudes (zones subpolaires et polaires) et en haute montagne, les concrétionnements sont moins connus ; quand ceux-ci sont anciens (infra, IV et V), on constate qu'ils correspondent à des conditions de précipitation sous climat tempéré (phases de réchauffement), comme celles que l'on connaît en France à basse et moyenne altitude (moyenne montagne subalpine, Grands Causses, Quercy, plateaux et chaînons de Basse Provence...). A l'instar des dépôts chimiques de l'exokarst, on distingue trois types de précipitation :

  • la cryoségrégation ou précipitation par le gel ;
  • la ségrégation par échange de CO2 ou précipitation par dégazage ;
  • l'évaposégrégation ou précipitation par évaporation ;
  • la bioségrégation ou précipitation par relais bactériens ou mycéliens (consommation de CO2 par les bactéries ou les champignons et précipitations calcifiantes qui inactivent les croissances biochimiques (cf. CAST AMER, 1987).

1. La cryoségrégation

153Bien connu dans la genèse des calcins de surface ou dans les croûtes sous-glaciaires, ce processus intervient au niveau des entrées de cavités et des premiers conduits car en hiver le gel peut pénétrer plusieurs dizaines à plusieurs centaines de mètres sous terre. Dans les zones d'entrée des cavités de haute montagne, les calcins sont donc assez répandus, et certaines formes en choux-fleurs et champignons, en relation également avec la thermoventilation (évaporation), peuvent leur être attribués (chap. VIII). Quantitativement, ce processus de cryoségrégation intervient très peu dans le concrétionnement souterrain.

2. La précipitation par dégazage (échange de CO2)

154Ce processus de précipitation de la calcite est le plus fréquent dans les cavités karstiques et a été bien étudié dans les grottes de basse et moyenne montagne. Dans les grands réseaux d'altitude se développant successivement sous le karst nival, semi-forestier, puis forestier, il est possible d'étudier l'évolution altitudinale des conditions de précipitation.

a. Sous le karst supraforestier

155A ce niveau, l'eau arrive dans l'atmosphère des conduits :

156sous forme concentrée, par de petits chenaux connaissant une pCO2 proche de celle des galeries, et donc de la pCO2 extérieure (0,01 à 0,02 % vers 2000 m d'altitude). Dans ces conditions, on n'observe aucun concrétionnement car il n'y a pratiquement aucun échange de CO2, l'eau étant soit à l'équilibre, soit le plus souvent agressive, surtout à la fonte des neiges ;

157sous forme diffuse, par suintement fissurai : cet égouttement, au contact de l'air souterrain connaissant une faible pCO2 (0,01 à 0,02 %), peut donner lieu, par échange gazeux, à un concrétionnement en stalactites fistuleuses car la pCO2du milieu fissuré (milieu confiné) est toujours plus importante que celle des conduits. De plus, elle peut être augmentée si la roche contient de la pyrite (formation d'acide sulfurique H2SO4, puis d'acide carbonique H2CO3), ou si le rapport Mg/Ca et SO4/Ca est important, phénomènes remarqués dans la grotte sous-glaciaire de Castleguard, au Canada, par ATKINSON (1983, cf. infra § IV.E.1.b).

b. Sous le karst semi-forestier à forestier

158L'eau de percolation, enrichie en CO2 biogénique par les sols, est mieux minéralisée et précipite quand elle provient de l'aquifère fissuré, processus favorisé par la ventilation. Les eaux courantes issues d'affluents (galeries, cheminées) sont souvent proche de l'équilibre car elles circulent dans une atmosphère à pCO2 sensiblement identique à celle de l'extérieur.

159Le processus classique de précipitation de la calcite par échange de CO2 s'écrit :

160Ca++ + 2(HCO3-) = CaCO3 + H2O + CO2

161Contrairement aux karsts supraforestiers, cette précipitation sous l'étage forestier obéit au rythme des saisons et devient prédominante en été quand l'activité biologique est la plus forte. Le processus de précipitation par dégazage est parfois beaucoup plus marqué dans les réseaux des karsts forestiers équatoriaux. En Nouvelle Bretagne (Papouasie Nlle.-Guinée), le lit des torrents souterrains comme celui de Naré est concrétionné (débit d'étiage de 15-20 m3/s). La teneur en CaCO3 est de 140 à 170 mg/l pour une pCO2 équilibrante qui devrait être de 0,8 à 1 %, d'après la courbe théorique de ROQUES et STCHOUZKOY-MUXART (in MUXART et BIROT, 1977, p. 97). Comme la pCO2 de la galerie est de 0,15 %, le cours cascadant produit un dégazage qui engendre un concrétionnement sur le lit du torrent.

3. La précipitation par évaporation

162L'évaporation participe à la précipitation de la calcite et de l'aragonite en facilitant le dégazage (départ de CO2) à condition que l'atmosphère de la cavité ne soit pas proche de la saturation. L'évaporation est accélérée s'il y a une forte ventilation.

163Par exemple, la ventilation a une influence certaine sur les formes de concrétionnement d'aragonite. L'aragonite aciculaire se forme dans les cavités connaissant de faibles variations de température et d'aération (galeries annexes non ventilées, géodes, pores de dissolution...) alors que l'aragonite massive réclame une bonne ventilation (CABROL, 1978, p. 148).

4. La bioségrégation par relais bactériens et le rôle des micro-organismes

164La microbiologie des cavités karstiques a été longtemps négligée. En France, dès 1957, CAUMARTIN a signalé l'existence de bactéries souterraines qui auraient un rôle biochimique de corrosion et non de construction. En revanche, le rôle des microorganismes dans l'évolution des concrétionnements externes, tufs et travertins, est mieux connue : biocristallogenèse bactérienne, algale et mycélienne (ADOLPHE, 1981, 1986). Mais ces conclusions sont controversées. Ainsi, les travaux de CASTANIER (1987), montrent que la cristallogenèse est un facteur limitant à la carbonatogenèse bactérienne. Et il semble bien que la précipitation physico-chimique reste à la base de tous les concrétionnements même si des microorganismes ou des algues servent de support aux carbonates.

a. Historique des recherches

165Au début du siècle, DREW (1911 et 1914, in MAURIN et NOEL, 1977 et ADOLPHE, 1981) découvre le rôle des bactéries dans la précipitation du CaCO3 marin. En 1974, ADOLPHE et BILLY font la preuve expérimentale d'une biosynthèse de calcite par une association bactérienne aérobie, toujours pour des concrétions externes. Ce qui est nouveau, c'est le rôle attribué à ces microorganismes dans l'édification des concrétionnements endokarstiques. En 1959, WILLIAMS indique que du mondmilch peut se former directement à partir d'une bactérie, du genre Macromas. Ultérieurement, WENT (1969) montre qu'un champignon, le Cephalosporium, peut être associé à la croissance de stalactites. De plus, le rôle calcifiant des algues, comme Eucladium verticillatus, expliquerait certaines concrétions coralloïdes (HILL et FORTI, p. 168).

166En France, ADOLPHE et LOUBIERE ont montré que des échantillons de stalagmite-stalactites, trempés plusieurs mois dans une solution diluée d'acide chlorydrique, ont libéré des voiles blanchâtres constitués de bactéries et de champignons, phénomènes confirmés par l'observation au MEB (in "Sciences et Vie", 1987, p. 86-89). Ces micro-organisme semblent se nourrir des substances organiques transportées par les eaux de percolation ; on assiste à un effet métabolique : le calcium du milieu aqueux transite par les corps bactériens et les microchampignons, en les minéralisant.

167La formation des spéléothèmes doit donc prendre en compte cette biocristallogenèse, car elle peut expliquer au moins la morphologie et la micromorphologie de certains concrétionnements.

b. Dans les karsts de montagne

168La participation micro-organique est présente dans les concrétions endokarstiques de moyenne et haute montagne.

169– Les spéléothèmes à faciès microstromatolithiques : Dans plusieurs lames minces de stalagmites et de planchers de hauts karsts méditerranéens (Ht. Atlas/Maroc ; Taurus occidental/Turquie), des Alpes (Platé/Hte.-Savoie) et des Pyrénées (Pierre St.-Martin/Pyr.-Atl.), on a pu observer au microscope optique la présence d'une trame bactérienne ou mycélienne (filaments noirs) dans la structure d'une calcite à niveaux bourgeonnants.

170Bien connue dans les calcaires biogéniques, cette genèse de type oncolithique ou microstromatolithique peut donc se retrouver dans les concrétions hypogées des karsts d'altitude, comme celle qu'a décrite ADOLPHE (1981) pour les concrétions algaires externes d'eau douce.

171Les stromatolithes marins ont fait l'objet d'une abondante littérature. Rappelons qu'il s'agit "d'entités biologiques minéralisées, à structure laminaire et résultant de la croissance rythmée de cénoses d’algues bleues et/ou de bactéries" (MONTY, 1973, p. 191). Depuis, des structures d'apparence microstromatolithique ont été observées dans des ciments micritiques de terrains calcaires, comme ceux du Cénomanien du SE de Marseille (MAURIN, PHILIP et BRUNEL, 1981). Dans le Faménien calcaire des Rocheuses de l'Alberta, MAURIN et NOEL (1977) ont également noté une possible origine bactérienne des micrites.

172Il est désormais acquis que les structures stromatolithiques peuvent se rencontrer à diverses échelles, en milieu marin, lacustre, continental et endokarstique. Dans les spéléothèmes, il faudrait étudier en détail la micromorphologie des laminations biologiques et leurs relations avec les phases de croissance d'une même cénose, et vérifier que les trois propriétés de la structure stromatolithique existent, à savoir un contrôle organique (filaments algaires, mycéliens ou bactéries), une croissance rythmée (lamination ondulée) et une efficience de la minéralisation calcitique (MONTY, 1973, p. 195-196).

173Pour les concrétions externes, les tufs peuvent être considérés comme des formations pseudostromatolithiques (mauvaise lamination) alors que les travertins sont de vrais stromatolithes continentaux. Certaines structures que nous avons observées dans les spéléothèmes sont donc à rapprocher de la structure des travertins.

174En fonction du débit d'alimentation des concrétions endokarstiques à niveaux microstromatolithiques, on suppose que la concrétion croît par accumulation de minces films de calcite bactérienne/mycélienne intégrés en lamines saisonnières. La présence ou la non présence de ces structures biologiques dans les spéléothèmes d'altitude pose aussi un problème. Par exemple, dans une stalagmite du gouffre TV1 (Platé, Alpes de Hte.-Savoie), prélevée à – 450 m (échantillon A5/C), on observe en lame mince une sparite centrale non organique, surmontée par un niveau à bourgeons (supra, fig. 259). A la phase 1 de cristallisation rapide en aiguilles de calcite attribuée à un interglaciaire ou à un interstade a succédé une phase de corrosion (glaciaire), puis une phase de cristallisation interglaciaire à structure microstromatolithique.

175En haute montagne, la contamination biologique peut donc varier spatialement et temporellement, en fonction des conditions bioclimatiques de l'interglaciaire et des types de microorganismes entraînés dans l'endokarst par les eaux de percolation. La cénose bactérienn et/ou mycélienne, regroupant sans doute quelques espèces dominantes, reste à déterminer dans les spéléothèmes. La recherche est donc largement ouverte en ce domaine, d'autant que les cénoses stromatolithiques ont une grande adaptabilité au milieu. Le réel problème demeure de l'existence de cénose algaire en l'absence de photosynthèse en milieu très réducteur. Une association algues-bactéries n'est pas impossible.

176– Influence du rapport Mg/Ca : Dans les cavités d'altitude, comme à Castleguard (Canada), on sait que l'augmentation du rapport Mg/Ca facilite la précipitation de la calcite, alors qu'on est dans un contexte de karst sous-glaciaire actuel (GASCOYNE et al., 1983). Lorsque le rapport Mg/Ca atteint 2,9, l'aragonite est le principal minéral à précipiter selon FISCHBECK et MULLER (1971, in HILL et FORTI, 1986). En France, ROQUES (1965) a montré le rôle de l'ion magnésium dans la genèse des formations aragonitiques du milieu souterrain.

177Mais on s'est aperçu que l'évolution de Mg/Ca avait aussi une incidence sur la formation de carbonates par des bactéries. Ainsi, RAMOS-CORMENZANA et al. (1980) signalent que la genèse de cristaux de calcite par l'intermédiaire de bactéries varie en fonction du rapport Mg/Ca et peut se produire en milieux solide et liquide. Lorsque Mg/Ca est important, la précipitation des carbonates, avec influence bactérienne, aboutit selon le cas à des cristaux de calcite et/ou d'aragonite, avec un peu de MgCO3 dans la calcite (Mg/Ca fluctue de 2 à 8). Il faut également noter l'influence de la phase turbide dans le rapport Mg/Ca : en ce cas il ne faut pas non plus négliger le rôle de la matière organique et des matières végétales colloïdales ou dissoutes (et les polysaccharides) dans les néoformations bactériennes.

B. VITESSE DE CROISSANCE DES SPELEOTHEMES

178La vitesse d'accroissement des concrétions endokarstiques a toujours préoccupé les spéléologues. Elle dépend des facteurs physico-chimiques du milieu :

  • les facteurs bioclimatiques : températures, précipitations, végétation, sols (dont CO2 pédologique), fonte des neiges,... ;
  • les facteurs géologiques, pédologiques et géomorphologiques : lithologie, joints, fractures, distance au versant de la cavité, turbidité des eaux (facteur souvent décisif et négligé),... ;
  • les facteurs spéléologiques : température, hygrométrie et ventilation de la cavité ; minéralisation de l'eau (dont Mg/Ca), débit des percolations,...

179En laboratoire (Moulis), à partir d'une solution sursaturée de CaCO3, POBEGUIN (1957) a montré expérimentalement qu'un débit trop rapide (1 goutte par minute ou plus) ne donne aucun concrétionnement. En cavité karstique, les débits des percolations sont très variables de même que les vitesses de cristallisation de la calcite. Aussi est-il impossible de citer des valeurs moyennes pour l'ensemble des concrétions souterraines tant la variabilité est grande sur le plan spatio-temporel et selon le type de concrétionnement. Dans l'absolu, il vaudrait mieux raisonner en poids ou volume plutôt qu'en allongement.

180Deux méthodes sont possibles pour tenter de mesurer la vitesse d'acroissement des concrétions (en longueur et/ou en diamètre) : méthode directe pour la période récente et méthodes radiométriques.

1. Mesures directes pour la période actuelle et subactuelle

181La vitesse d'allongement des concrétions actuellement fonctionnelles est fort variable selon le type morphologique (tableau 59, annexe) :

  • Les stalactites fistuleuses (ou macaronis), concrétions monocristallines, se forment souvent le plus rapidement : jusqu'à 4 mm/an en grotte et 40 mm/an dans des tunnels artificiels. En laboratoire, POBEGUIN (1957) obtient une vitesse de 12-15 mm/an environ pour un débit de une goutte toutes les 2-5 minutes. Seuls des débits très faibles peuvent expliquer en cavité karstique des vitesses très lentes de 0,001 mm/an (1 mm/millénaire). En fait, les grandes fistuleuses postglaciaires des karsts de moyenne et haute montagne ont souvent 1 à 3 m de longueur, ce qui suppose un taux de croissance de 0,1 à 0,3 mm/an pour l'ensemble de l'Holocène (réseaux des Alpes ou des Pyrénées).
  • Les stalactites massives évoluent souvent plus lentement que les macaronis si l'on en juge leur longueur plus faible et leur diamètre plus important (taux connu de 0,06 à 2,4 mm/an).
  • Les stalagmites, en revanche, peuvent grandir plus rapidement que les stalactites massives, avec une fourchette de croissance de 0,05 à 7,7 mm/an, en raison de leur position au sol.

2. Mesures indirectes de vitesse de croissance par datation radiométrique

182Grâce aux datations isotopiques U/Th, il est possible de donner des valeurs moyennes d'accroissement (généralement en longueur) des stalagmites, globalement plus significatives à condition :

  • de disposer d'échantillons présentant une croissance continue, sans hiatus important ;
  • de dater des concrétions relativement jeunes, holocènes à Riss-Würm, pour que la fourchette statistique d'erreur sur l'âge ne dépasse guère 20-30 %.

183– Pour les quelques concrétions de karsts d'altitude analysées, on remarque que la vitesse d'allongement est de l'ordre de 10 à 44 mm/millénaire (0,01-0,04 mm/an) pour deux échantillons de la Pierre St.-Martin datés de la fin du Riss-Würm, voire du début du Würm ancien (tableau 60). Pour l'échantillon de Platé (Hte.-Savoie), daté du Riss-Würm, l'accroissement en diamètre est estimé à 2 mm/millénaire.

184– Pour les karsts tempérés de basse et moyenne montagne, les valeurs obtenues à partir de divers auteurs sont soit plus fortes (40 à 368 mm/millénaire dans le Yorkshire/GB et dans l'île de Vancouver/Canada), soit plus faibles ou équivalentes (2 à 40 mm/millénaire aux USA) (tableau 61).

185– Pour les karsts tropicaux et subtropicaux de basse et moyenne altitude, il semble que les valeurs d'allongement des stalagmites soient plus importantes : jusqu'à 500 mm/millénaire, voire plus, au Mexique ; 180 à 235 mm/millénaire en Chine du SW ; avec cependant des valeurs plus faibles pour les Bermudes (1 à 39 mm/millénaire) (tableau 62).

C. LES MORPHOLOGIES CRISTALLINES

186On a vu que la formation des spéléothèmes est sous l’influence de nombreux paramètres : teneur en eau des carbonates, température, pH, oxygénation et teneur en CO2, vitesse d'écoulement, saturation, composition des eaux résiduelles, teneur en turbides, bioactivité (bactéries, champignons), teneur en silice et divers processus électrolytiques etc... qui régissent les lois de précipitation/dissolution. Parmi les ions étrangers, le magnésium joue un rôle éminent, non seulement dans la dynamique de la précipitation de la calcite et de l'aragonite, mais aussi dans les formes de cristallisation. A ce titre, rappelons qu'il existe 170 formes simples connues pour la calcite.

187La pétrographie des spéléothèmes est importante pour comprendre la signification environmentale du concrétionnement (infra). Les micromorphologies cristallines des concrétions souterraines, étudiées sur lame minces, n'ont pas fait l'objet de nombreuses études alors que foisonnent les publications sur leur minéralogie et leur morphologie externe (bibliographie in HILL et FORTI, 1986). L'un des premiers travaux fondamentaux sur la pétrographie des spéléothèmes est la thèse (non publiée) de MILLS (1965) effectuée à partir de concrétions prélevées aux USA (Missouri, Kentucky) et en Argentine (Mendoza), (cf. aussi travaux de M.-W. REAMS). En France, CABROL (1978) a fait une étude solide (morphologie, pétrographie, minéralogie) des concrétionnements de grottes du Sud du pays.

188La méthodologie pour étudier les morphologies cristallines internes des spéléothèmes repose sur l'observation microscopique de lame minces (en lumière naturelle et polarisée). Il peut être nécessaire d'utiliser l'analyse chimique ou l'analyse aux rayons X pour identifier ou confirmer la nature de certains minéraux.

a. Les morphologies cristallines en milieu noyé et épinoyé

189Dans les cavités du littoral de Majorque, soumises aux variations du niveau marin, POMAR, GINES et FONTARNAU (1976) distinguent plusieurs morphologies cristallines (état des surfaces) en relation avec le milieu épinoyé (épiphréatique) et noyé (phréatique) :

190 la calcite et l'aragonite flottantes typiques d'une tranquilité de la surface de l'eau (cas des gours) : calcite rhomboédrique (forte microsparitisation) et aragonite prismatique (nucléation commune sur matière organique) ;

191 en milieu noyé :

  • les aiguilles lisses d'aragonite (aragonite aciculaire) poussant radialement autour des extrémités de stalactites ou stalagmites ;
  • les cristallisations rugueuses de calcite (extinction pseudo-ondulante) ;
  • les cristallisations de calcite rhomboédrique.

192Ces cristallisations existent également dans les cavités des karsts de montagne car des phases de mise en charge (ennoiement) ont pu intervenir au cours du Pléistocène à cause de la fusion massive des glaciers. C'est le cas de l'aragonite aciculaire (sur stalagmites et stalactites), observée sur une terrasse suspendue de la salle Chevalier (Pierre St.-Martin/Pyr.-Atl.), qui témoignent d'une remontée du niveau d'eau (supra, photo 209).

b. Les fabriques cristallines internes

193Nous insisterons sur les morphologies cristallines des spéléothèmes se formant dans l'atmosphère des cavités : stalactites, stalagmites, coulées, planchers. L'étude microscopique d'une série de lames minces de spéléothèmes provenant essentiellement des hauts karsts des Alpes de Hte.-Savoie, des Pyrénées (Pyr.-Atl., Navarre, Huesca) et de Grèce (Crète) permet de retrouver certaines des formes cristallines déjà décrites par divers auteurs et notamment par MILLS (1965) pour les spéléothèmes de cavités de basse ou moyenne altitude.

194 La calcite columnaire (ou calcite palissadique)

195La calcite columnaire est fréquente dans les spéléothèmes. Comme le nom l'indique, les cristaux ont une forme allongée, en colonnes jointives, l'ensemble donnant une structure palissadique typique dans les planchers et les coulées. Par contre, dans les concrétions à sections subcirculaires (stalactites, stalagmites), la structure est fibro-radiée (photo 214). En général, il s'agit d'une cristallisation primaire engendrée assez rapidement, avec une bonne alimentation en eau et de faibles pollutions détritiques. Parfois, le problème est posé de l'origine primaire ou secondaire de ces cristallisations remplaçant ou non une calcite aciculaire (KENDALL et BROUGHTON, 1984).

196Cette fabrique minérale est largement dépendante des compétitions cristallines et sous la dépendance du film d'eau. KENDALL et BROUGHTON (1978) ont montré qu'il est difficile de distinguer entre calcite isopaque qui a remplacé une ancienne cristallisation aciculaire dont les pores sont cimentés, et calcite formée sous un film d'eau fin avec croissance synaxiale à partir de cristallites. La coalescence peut donc s'effectuer durant la croissance minérale ou après la croissance minérale à partir d'un ciment aciculaire. L'examen des frontières cristallines est fondamental et permet de définir :

  • une coalescence complète, avec des calcites néoformées et des inclusions libres de calcite ;
  • une coalescence partielle avec des contacts imparfaits et des inclusions riches en calcite ;
  • une absence de coalescence donnant un type de calcite aciculaire (film d'eau peu épais ?).

197L'examen des cloisons et des terminaisons cristallines est fondamental et permet de distinguer :

  • des cloisons parallèles linéaires ou ondulées fines en remaniements des espaces intercristallins ;
  • des cloisons épaisses serrées ;
  • une absence de cloisonnement dans les calcites pseudopléochroïques ;
  • de larges ou de petites terminaisons cristallines.

198La porosité intercristalline, au niveau des cloisons, sert aussi de piège pour les microdébris.

199 La calcite columnaire en épis et faisceaux

200Cette calcite columnaire présente une organisation "bourgeonnante" en épis, faisceaux, touffes. L'intérieur des épis et des cristaux montrent souvent une structure laminée de type microstromatolithique, ce qui suggère une participation biologique (supra) (photos 194, 216, 217). Ces organisations peuvent former soit une partie de la concrétion (Platé : photo 194), soit la totalité ou presque de celle-ci avec des faisceaux pouvant mesurer jusqu'à plus de 5-10 cm (vieux plancher au début du méandre "Martine", réseau de la Pierre St.-Martin).

201 La calcite saccharoïde à grands cristaux

202L'assemblage des cristaux présente une structure plus ou moins granoblastique avec des cristaux engrenés de plusieurs centaines de µm à plusieurs mm de diamètre chacun. La porosité intercristalline est très faible. Cette cristallisation est typique, par exemple, des stalagmites massives de la galerie Aranzadi (réseau de la Pierre St.-Martin) (chap. XII)., et témoigne d'une cristallogenèse assez rapide, avec une alimentation régulière en eau peu turbide.

203On distingue des formes de transition entre calcite columnaire et calcite à grands cristaux plus ou moins engrenés, ce qui est le cas pour cette stalactite du massif de Platé (fig. 260, photo 205).

204 La calcite en mosaïque à petits cristaux

205Il s'agit d'une calcite à cristaux sparitiques engrenés (Ø 10 à 50-150 μm) fortement biréfringente. Les faces des cristaux sont nettes ou légèrement indentées.

206Cette cristallisation (secondaire ou primaire) apparaît nettement en lumière polarisée :

  • dans le canal central ou en bordure de celui-ci pour les stalactites (fig. 260) ;
  • dans des pores ou joints intercristallins (photos 201 et 202) ;
  • dans les structures bandées (infra) (photo 204) ;
  • dans des stalagmites à calcite massive, mais à genèse apparement plus lente (photo 203).

207Dans certains cas, il pourrait s'agir d'une calcite plus magnésienne comme dans l'échantillon A6/C du gouffre TV1 à Platé (teintes vives de polarisation) (photo 203).

208 Les cristallisations secondaires

209Des formes cristallines secondaires apparaissent en remplissage ou en revêtement de géodes. Les types les plus fréquents sont :

  • les cristaux prismatiques de calcite (en "dents de cochons" ou "dogtooth spar") dans les microgéodes ;
  • la calcite en mosaïque (canal central des stalactites, remplissages de pores et microcavités) (supra) ;
  • l'aragonite aciculaire très fine dans les pores de dissolution (photo 208 où intervient une évolution microphréatique par l'action des eaux capillaires.

210 Les recristallisations internes

211Ces cristallisations particulières ne sont pas toujours bien connues et il est possible qu'elles jouent un rôle dans les problèmes géochimiques rencontrés dans la datation isotopique U/Th de certains spéléothèmes.

212Certaines recristallisations affectent directement la masse des cristaux columnaires et peut donner une morphologie à cristaux engrenés plus ou moins allongés et fortement biréfringents. Ce phénomène a été observé dans de vieux spéléothèmes et filons travertineux recoupés des Levka Ori en Crète (échantillon Cl/C, photo 87, chap. III). GOSPODARIC (1970, p. 90) le signale aussi pour des stalactites de Yougoslavie.

213Les cristaux en "arêtes de poissons", visibles dans les échantillons très corrodés intérieurement, proviennent d'une recristallisation après départ de calcite. Dans l'échantillon PBU 8/C du massif de Larra (Pyrénées/Navarre) (photo 218), on observe un assemblage de cristaux sparitiques soudés à un cristal central lui-même fixé sur un germe.

c. Les séquences de cristallisation

214Dans les spéléothèmes, la cristallisation se structure pour former des séquences particulières bandées, alternées,...

215 La structure bandée (non stromatolitique) et les cristallisations associées

216En dehors de la structure rubanée, de type microstromatolitique, la structure bandée est commune dans les spéléothèmes. Elle est constituée par des bandes parallèles de calcite à morphologie cristalline identique ou différente et séparées par des contaminations, des microcavités, des inclusions fuides ou gazeuses comme l'avait déjà souligné MILLS (1965) aussi bien dans les stalactites, les stalagmites que les planchers.

217– Les séquences bandées à cristallisation homogène : l'observation microscopique montre que, dans de nombreux cas, les cristaux (notamment columnaires) ne sont pas interrompus par les bandes parallèles (à microcavités, inclusions, débris...) comme dans des planchers du réseau TV1 (photos 194 et 196, n°2) ou dans cette stalactite du gouffre de la "Petite Marielle" à Platé (fig. 260, photo 205). Parfois, la cristallisation est interrompue par des niveaux de microdébris (Levka Ori, Crète : photo 192). On a vu (supra) qu'un fin rubanage ondulant, d'apparence microstromatolitique, pouvait affecter la masse des cristaux columnaires.

218– Les séquences alternées (calcite columnaire/calcite saccharoïde) : les exemples sont nombreux dans les spéléothèmes des cavités des Alpes ou des Pyrénées. Calcites columnaire, saccharoïde, micritique peuvent se succéder, notamment dans les planchers, où des surfaces de corrosion internes peuvent exister (photo 196).

219Les cristaux micritiques à microsparitiques (Ø quelques µm à 15-20 μm) sont également visibles dans des bandes de croissance plus ou moins polluées et dans des coins intercristallins colmatés. On observe quelquefois de la calcite en aiguille (lublinite). Ces cristallogenèses indiquent un milieu plus hétérogène souvent pollué en turbides, des alternances probables de précipitation/dissolution, des variations géochimiques (Mg/Ca, CO2), le rôle possible de la matière organique en suspension, de la teneur en argile modifiant l'équilibre des eaux...

220 Les faciès microstromatolitiques micritiques

221Ces faciès sont peu courants. Nous en avons rencontrés à – 241 m dans le réseau B15/sistema Badalona, sur le massif pyrénéen espagnol de Las Sucas (Huesca). Il s'agit de fragments de planchers érodés, de 10 à 20 cm d'épaisseur, accrochés à la paroi de la galerie 1,50 m au-dessus du lit du ruisseau. A l'œil nu, cette formation ressemble à des varves indurées.

222Au microscope (échantillon B15/D1), on constate qu'il s'agit d'un remarquable faciès microstromatolitique à calcite microcristalline formant une succession de fins rubans ondulés de teinte variée (blanc-crème, beige, marron). Une participation biologique paraît indispensable pour créer une telle structure

223 Les séquences alternées de minéralogie différente

224Elles forment des cyclothèmes calcite/aragonite ou calcite/opale dans la masse de certains spéléothèmes.

225– Calcite-Aragonite : ce cas a déjà été décrit pour des stalactites et stalagmites de la salle Chevalier dans le réseau de la Pierre St.-Martin (supra, fig. 263 et photo 209). Comme MILLS (1965, p. 17), on remarque que l'aragonite forment des bandes souvent incomplètes à cristaux aciculaires très fins (photo 210).

226Calcite-Opale : MILLS (1965, p. 15) souligne que cette structure alternée est présente, mais pas toujours visible au microscope optique.

D. LES CONTAMINATIONS MINERALES ET ORGANIQUES

1. Types et origines des contaminations (tableau 63, annexe)

227Les concrétionnements endokarstiques présentent tous, en proportions variables, des contaminations minérales et/ou organiques provenant en grande partie des eaux de percolation (turbides) :

  • microdébris de roches, argiles, éléments-traces,... issus des sols et de la roche encaissante, mais aussi de l'atmosphère (éléments radioactifs), pollutions éoliennes, marines et volcaniques ;
  • microdébris organiques, pollens, microorganismes (parfois calcifiants), issus des sols et de la végétation, traces d'incendies (phytolithes, cendres, matière organique mélanisée, charbon de bois).

228Dans les concrétions compactes, non dégradées par une corrosion interne, cette contamination est presque toujours inférieure à 1 %. Les matières ainsi piégées dans la calcite peuvent être utilisées comme des géochronomètres et/ou des indicateurs :

  • les pollens (palynologie) (BASTIN, 1979) ;
  • les microorganismes (paléo environnements) ;
  • magnétite, hématite (RMN : paléomagnétisme) ;
  • 18O (paléo températures) ;
  • 14C, 234U (datations radiométriques) ;
  • poussières volcaniques (téphrochronologie) ;
  • poussières éoliennes proximales ou distales (quartz allogènes, illites allogènes, pseudo-sables de sebkhas, gypse et métaux des aérosols marins etc...).

229– Cas particulier des pollutions atmosphériques (éoliennes et volcaniques)

230JUVIGNE et GEWELT (1986) ont mis en évidence des tephra dans des concrétions de Belgique datées U/Th entre 30 000 et 40 000 ans.

231L'échantillon C4/R (lame A 3052-9) du Kastro (Levka Ori, Crète) montre une masse calcitique recristallisant des pseudo-sables et une importante contamination volcanique d'Akrotiri I (présence de deux types magmatiques de la phase 5 Ma de Santorin, cf. chap. III), avec palagonite isovolume, palagonite vésiculée en lapilli, hornblende brune automorphe rare, kaersutite en baguettes abondante, deux types de feldspaths en baguettes à iddingsite ou en esquilles, sphène-leucoxène à golfe de corrosion volcanique, deux types d'olivine dont une à iddingsite, titano-olivines (certaines automorphes), wollastonite, zircon en fraction très fine, quelques minéraux indéterminables, fayalite ou staurotide ( ?).

232C'est le cas également des deux contaminations volcaniques différentes (shoshonitique en provenance des Lipari et trachytique en provenance d'ischia, caldera de l'Epomeo, vers 0,9 Ma), mais affectant des conglomérats externes au niveau des calcites sparitiques et du gypse secondaire qui ont cristallisé dans des vacuoles de dissolution (échantillon LO/B1 : cône consolidé de Komitadès d'âge fini-miocène), avec amphibole verte microlithique à verre de mésostase, clinoenstatite, diopside... (chap. XV).

Figure 268 (ci-dessus) : Exemple de comptage en spectrométrie alpha d'une lame uranium (échantillon 1AR7 : Pierre St.-Martin/Aranzadi).
Temps de comptage : 80 000 secondes.
Le traceur est représenté par l'238U.
(Mesures : CERAK, Y. QUINIF, Mons-Belgique)

Figure 269 (à gauche) : Exemple de comptage en spectrométrie alpha d’une lame thorium (échantillon 1AR7 : Pierre St.-Martin/Aranzadi).
Temps de comptage : 80 000 secondes.
Le traceur est représenté par le 228Th.
(Mesures : CERAK, Y. QUINIF, Mous-Belgique)

Figure 270 (ci-dessous) : Représentation graphique des variations du 230Th et de 234U (les isochrones sont les lignes verticales) (HARMON et al, 1975).

2. Modes de piégeages d'après l'analyse micromorphologique (tableau 64, annexe)

233D'après l'étude des lames minces de concrétions, on observe trois types principaux de piégeage des contaminations dans la calcite :

  • dans la masse des cristaux de calcite : situation intracristalline ;
  • entre les cristaux : situation intercristalline ;
  • dans des microcavités syncristallines (inclusions fluides avec microparticules, inclusions gazeuses...) ;
  • dans les pores de dissolution des concrétions altérées : situation en milieu poreux secondaire ;
  • dans les fissures ouvertes (cutanés d'argiles ou siltanes, calcite détritique), cas des cavités recoupées soumises à une aspersion, un ruissellement ou une pédogenèse.

234La contamination intracristalline provient surtout des eaux de percolation. Selon les conditions climatiques et le diamètre des fissures d'alimentation (régime du débit hydrique), la dimension et la fréquence des contaminations sont très variables. On constate que les éléments les plus grossiers sont souvent liés à une calcite à gros cristaux, à genèse rapide, suggérant un débit suffisant pour leur transport. Le rôle de ces impuretés a été envisagé pour expliquer la morphologie de certaines helictites ou excentriques (CABROL, 1978, et les travaux d'ANDRIEUX cités). Quant aux élément-straces incorporés dans la calcite, ils interviennent dans la coloration des concrétions sous forme d'horizons colorés qui simulent des stades de croissance ; cette disposition en bandes colorées proviendraient de la migration des éléments métalliques (oxydes) au sein des cristaux de calcite pendant la croissance des stalagmites.

235La contamination intercristalline joue un rôle non négligeable car les irrégularités des cristaux se formant en pointe du processus servent de pièges aux microdébris, soit pendant la croissance elle-même, soit pendant des arrêts du concrétionnement. Les formes cristallines de la calcite sont souvent en position fibro-radiée, avec ou non influence de microorganismes. Selon le degré de coalescence des cristaux, les coins intercristallins en "V" sont plus ou moins accentués (coins, vides intercristallins allongés) et servent de pièges à microdébris qui soulignent ensuite la concrétion en bandes parallèles de teinte plus sombre.

236La contamination dans des pores de dissolution est de type secondaire et généralement d'origine pédologique ou atmosphérique. Débris divers, argiles, particules d'hydroxydes sont infiltrés dans des microcavités de dissolution provenant de la corrosion interne des concrétions, d'où la présence de cutanes et d'argilanes dans de nombreuses concrétions de montagne des pays méditerranéens à cause du transfert des sols rouges dans l'endokarst ou du transit des retombées atmosphériques (pouvoir dispersant des cendres sur certaines argiles ou limons riches en oxydes de fer) dans les milieux très anthropisés (cultures sur brûlis, feux de brousse, déforestation).

237La présence de microcharbons de bois, de 10 à 200 µm a été observée à l'œil nu (horizons noirs) et au microscope dans des stalagmites relativement récentes de la grotte-ponor Tzani du poljé d'Omalos (Levka Ori, Crète) (datations U/Th : 30 à 50 ka). Le résidu insoluble a été isolé par Y. QUINIF ; l'observation au microscope confirme l'étude des lames minces.

E. ALTERATION DIFFERENTIELLE DES SPELEOTHEMES

238La dégradation interne des concrétions endokarstiques par dissolution aboutit à des concrétions poreuses qui servent de pièges aux différentes impuretés minérales et organiques. Cette attaque de la calcite provient surtout de l'eau agressive, mais parfois aussi de l'argile humide (plaquages) et de certains microorganismes. La nature cristalline de la calcite et sa porosité intercristalline originelle jouent un rôle de premier plan dans l'altération différentielle des concrétions souterraines, en l'occurrence dans les karsts de haute montagne :

  • la calcite saccharroïde à gros cristaux, à très faible porosité intercristalline, est très résistante à la corrosion interne (ex : stalagmites d'Aranzadi/Pierre St.-Martin) ;
  • la calcite fibro-radiée, notamment en épis (origine biochimique probable), à porosité intercristalline (minces pores allongés le long des aiguilles non coalescentes), est plus aisément corrodable dans sa masse.

F. INTERET DE L'ANALYSE MICROMORPHOLOGIQUE DES SPELEOTHEMES

239Dans la partie I de ce chapitre, on a vu l'importance de l'étude micromorphologique en lames minces des concrétions endokarstiques. Dans l'exemple de l'échantillon A5/C (gouffre TV1/Platé, Hte.-Savoie ; fig. 259), on peut aller au-delà de la simple description et interpréter les phases de croissance et de corrosion en fonction des grands évènements paléoclimatiques (contexte de karst haut-alpin), même en l'absence de toute datation radiométrique avec les microséquences suivantes :

  1. première séquence de calcite en bandes parallèles : phase de réchauffement interglaciaire (petite phase de corrosion interne) ;
  2. surface irrégulière de corrosion : phase glaciaire (dissolution directe par l'eau de la rivière souterraine/crues de fusion glaciaire) ;
  3. microlaminations de calcite en remplissage dans la de corrosion : phase de réchauffement interglaciaire (voire interstadiaire) ;
  4. surface externe de corrosion avec des pollutions turbides : phase glaciaire (crues de fonte).

240Ce type d'interprétation peut ainsi orienter le choix des prélèvements à l'intérieur d'un échantillon pour des datations U/Th, dans l'optique de vérifier ou de préciser telle ou telle séquence paléoclimatique. De plus il est quelquefois possible d'interpréter certains indicateurs micromorphologiques en terme de paléo environnements pour peu que Ton applique une méthode micro pédologique systématique. Les principes de l'analyse séquentielle seront envisagés plus en détail dans l'étude des ciments en général (fin du chap. XV).

IV - L'ANALYSE RADIOMETRIQUE DES SPELEOTHEMES ET SON APPORT A LA GEOCHRONOLOGIE DU QUATERNAIRE

241Parmi les méthodes de datation isotopique par les déséquilibres dans la famille de l'uranium, la méthode 230Th/234U a été utilisée pour les concrétionnements souterrains car elle donne de bons résultats sur les échantillons sains. Près de 80 datations ont pu être effectuées parallèlement ou dans le cadre de ces recherches, par Y. QUINIF (C.E.R.A.K.) au laboratoire de la Faculté Polytechnique de Mons en Belgique. La moitié des échantillons provient du massif de la Pierre Saint-Martin. En raison du choix des prélèvements et de la qualité générale des concrétions de haute montagne (contamination plus faible, teneur en uranium parfois élevée), la plupart des âges calculés sont significatifs. Dans tous les cas, il importe d'avoir un faisceau de datations et d'appliquer un contrôle micromorphologique, stratigraphique et géomorphologique pour éviter les âges aberrants dus à des problèmes géochimiques.

A. RAPPEL HISTORIQUE DE LA PROCEDURE

242La méthode 230Th/234U a d'abord été mise au point sur les carbonates marins dans les années 1950 par POTRAZ et al. (1955) et BARNES et al. (1956) (in LALOU, 1985 et 1987). La première application pour les concrétions de cavités remonte à 1962, mais sans grand succès (ROSHOLT et ANTAL, 1962 ; in GASCOYNE, SCHWARCZ et FORD, 1978). Par la suite, d'autres datations ont été effectuées en Italie (FORNACARINALDI, 1968 ; GASCOYNE et al., 1978) et en France (DUPLESSY et al., 1970) avec plus de réussite. Dans les années 1970, les principales datations U/Th sur concrétions de grottes ont été réalisées au Canada, à l'Université de Mac Master à Flamilton/Ontario (GASCOYNE et al., 1978). Depuis 1980, plusieurs laboratoires ont développés cette méthode en Europe, en Amérique, en Chine,...

243La méthode U/Th s'applique à une période de temps, de 0 à 350 000 ans, difficilement couverte par d'autres procédés de datation. L'analyse radiométrique des concrétions, en relation avec les remplissages détritiques d'origine glaciaire, permet de préciser la succession des glaciations, interstades et interglaciaires durant la seconde partie du Quaternaire moyen et l'ensemble du Quaternaire récent.

244Quand une concrétion souterraine se forme, seul l’uranium (238 et 234) présent dans les sols et les roches est transporté par l'eau et précipite avec le CaCO3. En effet le 230Th, descendant de T 234U, n'est pas solubilisé ; par conséquent, au moment de sa formation, la concrétion ne contient pas de thorium. A l'instant t = 0, une concrétion ne contient pas de 230Th ; à l'instant t + tx, la même concrétion contient du 230Th et d'autres descendants issus de la désintégration de l’234U. La teneur en 230 Th devient donc une fonction de l'âge du concrétionnement. Tant que le rapport 230Th/234U est inférieur à 1, la date est inférieure à 350 ka (1 ka = 1000 ans). Lorsque ce rapport est égal à 1, l'équilibre est réalisé et la date est égale ou supérieure à 350 ka. Un rapport U/Th supérieur à 1 indique qu'il y a une pollution en thorium détritique soit par un apport au moment de la précipitation, soit postérieurement.

245L'analyse en laboratoire est complexe (C.E.R.A.K., Y. QUINIF). Après un traitement physico-chimique (dissolution complète de 100 à 200 g de calcite, élimination des impuretés, calcination de la matière organique), on isole chaque nuclide (230Th et 234U). Une stalagmite riche en uranium est beaucoup plus favorable à l'analyse (la concentration minimum requise en uranium est de 0,05 ppm). On mesure ensuite la radioactivité des radioéléments par spectrométrie car ces isotopes sont des émetteurs en rayons alphas. Le comptage par spectrométrie de masse fournit des rapports isotopiques datables à condition d'introduire un traceur artificiel de composition isotopique connu (228Th/232U) pour calibrer les activités. Le 230Th et l’234U ayant des énergies d'émissions semblables, on les place séparément sur des lames en dépôt très mince, face à un détecteur à barrière de surface dans une chambre à vide, car le parcours moyen des particules est très faible (CANTILLANA, QUINIF et MAIRE, 1986).

246Dans la spectrométrie de masse, chaque lame est laissée 24 h, voire plus quand la teneur en uranium est faible. A titre d'exemple, l'échantillon stalagmitique 1AR7, prélevé dans la galerie Aranzadi (Pierre St.-Martin), a subi un temps de comptage de 80 000 secondes pour les lames thorium et uranium. Sur les figures 268 et 269, l'énergie en MeV (mégaélectronvolts) est portée en abscisse et l'intensité en nombre de coups en ordonnée. Cet échantillon est favorable car il renferme une forte teneur en uranium (40,7 ppm).

247L'équation complexe qui permet de calculer l'âge des concrétions, à partir des relations exprimant la décroissance radioactive des isotopes, a une représentation graphique (fig. 270) dans laquelle les variations du 230Th et de l’234U font apparaître des lignes verticales, les isochrones (HARMON, THOMPSON, SCHWARCZ et FORD, 1975). On remarque que les variations du rapport 234U/238U ont peu d'effet sur les isochrones compris entre 0 et 100 ka.

B. CHOIX DES PRELEVEMENTS ET FACTEURS DEFAVORABLES

1. Influence du thorium détritique

248Les concrétions les plus aptes aux datations U/Th doivent être compactes, non recristallisées et pures ; une teneur en uranium supérieure à quelques ppm est un facteur supplémentaire de qualité. Mais la condition indispensable est la compacité et la pureté de l'échantillon, puisqu'il est nécessaire d'avoir un système chimique fermé. Comme l'ont montré les analyses micromorphologiques, les concrétions des karsts d'altitude ont connu des phases d'érosion-corrosion. Plusieurs cas sont possibles :

  • lorsque l'échantillon n'a subi qu'une érosion superficielle, sans altération interne, la concrétion garde toute sa valeur ;
  • lorsque la concrétion, malgré sa compacité, a subi une recristallisation interne (ou plusieurs) après altération, la datation est faussée ;
  • lorsque l'échantillon est poreux, à la suite d'une dissolution dans sa masse, l'ouverture du système a provoqué, soit le départ du 230Th, soit son arrivée sous forme de pollution détritique. Dans ce dernier cas, le thorium détritique vieillit "artificiellement" la concrétion.
  • lorsque l'échantillon est compact, non recristallisé, mais présente une contamination détritique nette, l'âge calculé est toujours exagéré.

249Avec l'expérience, on discerne à l'œil nu les bons des mauvais échantillons. L'analyse des radioisotopes montre la valeur de la contamination. En effet, le 230Th d'origine détritique est toujours accompagné de 232Th. Par conséquent, plus le rapport 230Th/232Th est grand, plus la concrétion est pure. Par exemple, dans le réseau de la Pierre St.-Martin, sur une quarantaine d'analyses radiométriques effectuées par Y. QUINIF (chap. XII), les 3/4 ont un rapport 230Th/232Th supérieur à 100, ce qui est indice de grande pureté. Sur les vingt-six échantillons alpins, le rapport 230Th/232Th varie entre 948 (JB2 : gouffre Jean-Bernard, Hte.-Savoie) et 8 (Kl/C : gouffre Karen/Platé, Hte.-Savoie). Une correction grossière peut être faite d'après la valeur du rapport 230Th/232Th quand celui-ci indique une pollution détritique non acceptable, mais dans ce cas la date calculée demeure discutable.

250Dans les hauts karsts méditerranéens où la contamination pédologique par les sols fersiallitiques est assez forte, le rapport 230Th/232Th varie entre 56 et 5 sur les huit échantillons de concrétions mises à jour par l'érosion. Dans CS1/C (Aristaki, Crète), pollution et altérations sont responsables d'un rapport 230Th/232Th supérieur à 1 (1,21), d'où l'impossibilité de dater cette concrétion. De même, dans Ml/C (Dj. Ghat, Maroc), le rapport 230Th/232Th est égal à 5, donc faible, et la date calculée (139,4 ka, +71,1,-38,9) est douteuse ; de plus, la teneur en uranium est très faible (0,06 ppm 0,02).

251Le meilleur exemple de pollution détritique est celui de l'échantillon d'encroûtement sous-glaciaire TS1 (Tsanfleuron, Valais/Suisse), qui présente un très faible rapport 230Th/232Th = 2. L'observation en lame mince révèle une proportion de micrograins de calcaire urgonien (farine arrachée au plancher par abrasion) supérieur à 20 %, ce qui vieillit considérablement la concrétion. La date calculée est de 401,1 ka (+ infini,-200), avec un équilibre pratiquement réalisé (230Th/234U = 0,998 ± 0,134) ; elle est bonne techniquement, mais fausse géologiquement à cause de la pollution détritique. Une correction de la date serait illusoire, (tableau 46, chap. VIII).

2. Influence des recristallisations

a. Dans le milieu marin

252Les phénomènes de recristallisation interne posent des problèmes pratiques importants quand il s'agit de dater des carbonates marins, notamment les "plages soulevées". Les coraux, constitués au départ d'aragonite, peuvent parfois se transformer partiellement en calcite. Dans ce cas, le système s'ouvre et il y a départ d'uranium au moment de l'épigenèse ; il en est de même pour la transformation en dolomite. Les coraux de calcite et de dolomite ne peuvent donc être datés. Pour les coquillages, le problème est moins simple, car la plupart sont composés de calcite, mais peuvent recristalliser en cours de formation. Le mieux est de dater différents coquillages dans le même groupe d'échantillons et de voir s'il n'existe pas de 232Th d'origine détritique, car celui-ci est absent dans l'eau de mer tout comme le 230Th. Pour plus de détail, se reporter à LALOU (1985 et 1987).

b. Dans le milieu continental et endokarstique

253En présence d'un échantillon, il est préférable d'extraire la calcite blanche et compacte du cœur qui a aussi l'avantage de donner l'âge maximum, puisque tout concrétionnement peut présenter une gamme de temps parfois très large (infra). Dans l'étude micromorphologique des concrétions, on a mis en évidence des cristallisations secondaires et des recristallisations, en relation avec des phénomènes de corrosion, qui "rajeunissent" l'âge de l'échantillon. On rencontre le même problème que pour la datation des carbonates marins. Il est donc nécessaire de dater de préférence la calcite en gros cristaux, engendrée à vitesse rapide (zone fibro-radiée ou calcite saccharoïde massive à gros cristaux) plutôt que les niveaux corrodés, avec golfe de dissolution, recristallisation et pollution détritique.

Figure 271 : Teneur en uranium de concrétions endokarstiques de Ht.- Giffre/Platé (Hte.-Savoie, Fr.), de la Dt. de Crolles (Isère, Fr.) et de Méditerranée (Djurdjura/Algérie, Crète/Grèce, Ht. Atlas/Maroc). On observe une teneur assez forte pour les échantillons de Ht.- Giffre/Platé).
(analyses : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons/Belgique).

Figure 272 : Teneur en uranium de concrétions endokarstiques du massif de la Pierre St.-Martin dans les Pyrénées occidentales (réseau de la PSM, réseau d'Arphidia, gouffre AN8, réseau du BU56). On constate la teneur importante des échantillons de la galerie Aranzadi (réseau de la PSM).
(analyses : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons/Belgique).

254A l'analyse isotopique, les phénomènes de corrosion se manifestent par un faible rapport 234U/238U en raison du départ préférentiel de l'234U par dissolution, provoquant un "rajeunissement" artificiel de la concrétion. Un bon exemple est fourni par un échantillon de pilier stalagmitique (A4/C) prélevé à – 300 m dans le réseau TV1 (Platé, Hte.-Savoie), au milieu de la galerie sèche. Deux analyses ont été faites :

  • l'une dans le cœur de la concrétion (A) : âge = 125,4 ka
  • l'autre dans un horizon périphérique (B) : âge = 203,1 ka La date de 125,4 ka (+13, 9,-12,0) pour le cœur de l'échantillon n'est pas acceptable car elle est plus récente que l'anneau de calcite plus externe (B). On est peut-être en présence d'un phénomène de "rajeunissement" par corrosion interne, car le rapport 234U/238U = 0,907 (± 0,017) est faible, montrant qu'il y a eu départ d'234U. Le cœur (A) serait donc antérieur à 203 ka.

C. LA TENEUR EN URANIUM DES SPELEOTHEMES

1. Variations des teneurs

255La teneur en uranium des concrétions karstiques d'altitude est très variable. Sur 75 échantillons analysés, celle-ci varie de 0,032 ppm (±0,003) dans le gouffre Karen/Platé-Hte. Savoie (KSI) à 134,6 ppm (±1,872) à la Pierre St.-Martin (8ArSt1/D), soit dans un rapport de 1 à 4206 ! En excluant les concrétions de la Pierre St.-Martin, à très forte teneur moyenne, on remarque que sur une série de 270 analyses (Belgique, Angleterre, Canada, Norvège, France) compilée par QUINIF (1987), la fourchette des teneurs se situe entre entre 0,04 (Alpes-Pyrénées) et 60,2 (Nahanni-Canada), soit dans un rapport de 1 à 1505.

256Dans une même cavité, la variabilité des teneurs est également importante. Dans le réseau de la Pierre St.-Martin, les variations spatiales sont intéressantes à connaître :

  • dans la salle Loubens/partie moyenne du réseau (4 échantillons), la moyenne est de 0,48 ppm (0,012 à 1,826 ppm) ;
  • dans la salle de la Verna et la salle Chevalier, plus en aval (7 échantillons), la moyenne est de 0,65 ppm (0,09 à 1,543 ppm) ;
  • dans la galerie Aranzadi (21 échantillons), la moyenne est de 21,8 ppm (0,012 à 134,6 ppm).

257On constate donc une grande variabilité à l'échelle des parties du réseau, mais aussi d'une même galerie ou d'une même salle. Dans les autres cavités du massif (BU56, AN8 et Arphidja : 6 échantillons), la teneur moyenne est de 0,265 ppm (0,063 à 0,174 ppm).

2. Origine de l'uranium

258Dans un réseau karstique, la teneur en uranium des concrétions peut varier :

  • selon la distance au versant (profondeur réelle) ou les partie du réseau ;
  • dans une même galerie ou salle ;
  • dans une même stalagmite.

259Si l'on sait que l'uranium transporté par l'eau de percolation est issu des sols, des roches, voire des retombées atmosphériques sur la neige et la glace, on connaît moins le rôle des variations hydrologiques dans le temps. Deux séries d'exemples, l'une en Hte.-Savoie, l'autre à la Pierre St.-Martin, sont analysées.

a. Origine de l'uranium dans les gouffres de Platé/Ht.-Giffre et le rôle probable des niveaux phosphatés

260Des teneurs en uranium comprises entre 1 et 10 ppm peuvent être considérées comme assez fortes. Or, la plupart des concrétions des grandes cavités de Platé-Ht. Giffre (Hte.-Savoie) ont des teneurs variant entre 0,45 et 7 ppm (fig. 271). Les concentrations moyennes sont les suivantes :

  • gouffre TV1/Platé (entre – 280 et – 450 m) : Moy. = 1,31 ppm (6 échant.) :
  • gouffre Karen/Platé (vers – 250 m) : Moy. = 1,61 ppm (6 échant.) ;
  • grotte de Balme (Platé, vallée de l'Arve) : Moy. = 7,047 ppm (1 échant.) ;
  • gouffre Jean-Bernard/Ht.-Giffre (-250 m) : Moy. = 2 ppm (4 échant.).

261Ces valeurs relativement fortes peuvent s'expliquer par le lessivage de l'uranium contenu dans le "béton phosphaté" de la couche d'Albien ou Gault situé dans la partie supérieure de l'ensemble des gouffres de Platé/Ht.-Giffre. En effet, à titre de comparaison, dans le réseau supérieur de la Combe des Foges (Platé), localisé au-dessus des calcaires sénoniens et de l'Albien phosphaté, les quatre échantillons de stalagmites présentent une teneur moyenne de 0,63 ppm d'uranium. Toujours sur Platé, l'exemple du gouffre Karen est plus significatif. Cette cavité présente une série de puits qui traversent 100 m de Sénonien, 10 m d'Albien et 250 m d'Urgonien. Or, l'échantillon KSI, prélevé à – 80 m en contexte sénonien, donc au-dessus de l'Albien phosphaté, ne possède qu'un très faible taux d'uranium, soit 0,032 ppm. Par contre, les six échantillons récoltés à-250 m dans le réseau fossile Titus, dans l'Urgonien et sous l'Albien, ont des concentrations variant entre 0,3 et 2,9 ppm (moyenne de 1,61 ppm). Il existe donc une variation de 1 à 50 entre KSI et la moyenne des échantillons de la galerie Titus.

262Il est connu que les "hard-grounds", du type "béton phosphaté" (cas des grès glauconieux albiens), sont riches en uranium. Les forages pétroliers "offshore" ont montré aussi la richesse en uranium des niveaux phosphatés (J. BAUER, comm. orale). Quant aux phosphorites marines, elles sont surtout formées de cristaux d'apatite et présentent un taux d'uranium notable de 10 à 500 ppm, mais leur mode de dépôt n'est pas encore bien connu (LALOU, 1985, p. 181).

b. Distribution et origine de l'uranium dans les concrétions du réseau de la Pierre St. Martin

263La teneur en uranium des concrétions de la galerie Aranzadi est exceptionnelle. Les vingt et un échantillons ont une concentration moyenne de 29,16 ppm (0,136 à 134,6 ppm). Actuellement, ce sont parmi les plus fortes teneurs mesurées dans des concrétions endokarstiques à l'échelle mondiale. Mais des teneurs anormalement élevées ont été également mesurées en Amérique du Nord et en Grande Bretagne :

  • dans les grottes de la Nahanni (TNW-Canada), en particulier dans la grotte Valérie : moyenne = 19,5 ppm (4,3 à 93,4 ppm sur 18 échant.) (HARMON, FORD et SCHWARCZ, 1977 ; HARMON et al., 1975). Des datations complémentaires, citées par SCHROEDER (1979), révèlent qu'un plancher de la grotte Mickey présente des teneurs remarquables de 174,245 et 370 ppm d'uranium ;
  • dans Gargantua Cave située dans les Rocheuses de l'Alberta (Canada) : moyenne = 16,6 ppm (3,7 à 38,1 ppm sur 4 échant.) (HARMON, FORD et SCHWARCZ, 1977) ;
  • dans les grottes de Peak District (Derbyshire, Angleterre), notamment dans Winnats Head Cave : moyenne = 32,1 ppm (11,6 à 74,8 sur 5 échant.) et dans Giant's Hole : moyenne = 32 ppm (0,5 à 137,6 ppm, sur 7 échantillons). FORD, GASCOYNE et BECK (1983) citent une valeur maximale de 238 ppm d'uranium.

264QUINIF (1987) a tenté d'expliquer ces hautes teneurs en uranium dans la galerie Aranzadi. L'analyse des radioéléments par spéctrométrie gamma sur les roches de la salle de la Verna et de la galerie Aranzadi donne des résultats instructifs. Les "calcaires des canyons" (Cénomanien à Santonien) présentent une teneur moyenne en uranium de 2,24 ppm (5 échant.) qui est normale. Le plafond de la galerie, au-dessus d'un site à stalagmite riche en uranium, contient une concentration un peu plus forte de 8,3 ppm, mais on n'a pu déterminer s'il s'agissait de calcaires primaires. En revanche, le plancher de la même galerie, au niveau de la perte du ruisseau du "Maria Dolorès", est constitué de calcaires dévoniens qui possèdent un taux d'uranium normal de 1,7 pm. Les schistes primaires, non visibles dans Aranzadi, renferment une teneur moyenne plus forte de 7,7 ppm (7 échant.) (annexe, tableau 65).

265Cette concentration "anomale" en uranium dans les concrétions d'Aranzadi semble dépendre aussi du régime d'alimentation des stalagmites. Dans l'échantillon 8ArStl, les quatre analyses U/Th effectuées montrent une bonne concordance chronologique en rapport avec les zones de croissance de la stalagmite et une variation spatiale des teneurs en uranium :

  • Echantillon (a) : âge = 67,3 ka (U = 103 ppm)
  • Echantillon (b) : âge = 66,0 ka (U = 7,2 ppm)
  • Echantillon (c) : âge = 64,7 ka (U = 110 ppm)
  • Echantillon (d) : âge = 63,6 ka (U = 135 ppm)

266Cette distribution variable des teneurs en uranium dans une même concrétion est également nette dans la stalagmite 8ArSt3 où l'échantillon (a) (65,4 ka) renferme 86 ppm d'uranium contre 3,3 ppm dans l'échantillon (b) superposé (56,2 ka). Pour situer cette répartition de l'uranium dans la calcite, QUINIF (1987) a radiographié des tranches des stalagmites 8ArStl et 8ArSt3 à l'aide de films sensibles aux particules alphas (limite de détection de 100-200 ppm pour obtenir une trace visible). Les deux concrétions ont donné des résultats très différents :

267– la stalagmite 8ArStl, pourtant fort riche en uranium (plus de 100 ppm), n'a pas révélé d'image significative, ce qui implique une distribution assez homogène de l'uranium ;

268– la stalagmite 8ArSt3, au contraire, montre une distribution remarquable de l’uranium, avec une concentration de celui-ci dans les anneaux de calcite blanche et finement stratifiée dans lesquels les teneurs sont de l'ordre de 1000 ppm ! A l'inverse, le cœur de la concrétion, en calcite jaunâtre saccharoïde, translucide et macrocristalline, ne renferme pas de forte concentration, à l'exception de quatre petites taches blanches (calcite microcristalline).

269Cette distribution différente de l'uranium en fonction du type de calcite semble s'interpréter de la façon suivante :

  • la micromorphologie de la calcite blanche, à la fois microstratifiée et microcristalline, indique une genèse lente ; il y a donc eu concentration de l'uranium dans le fin réseau cristallin puisque l'eau d'alimentation, à débit réduit, devait être plus chargée en uranium ;
  • à l'opposé, la calcite translucide et massive, à gros cristaux, est typique d'une alimentation et d'une cristallisation rapide. On comprendrait donc qu'elle soit relativement moins concentrée en uranium (3,3 ppm dans 8ArSt3 et 7,2 ppm dans 8ArSt1).

270Se pose donc la question des concentrations en uranium des eaux d'infiltration. Les quelques prélèvements d'eau de percolation effectués dans la salle de la Verna et dans la galerie Aranzadi, à débit relativement rapide (chaque prélèvement nécessite 5 1 d'eau), n'ont donné à l'analyse que des concentrations très faibles (moins de 1 ppb d'uranium), identiques à celles qui alimentent des stalagmites à faible taux d'uranium. Mais on peut supposer que les percolations lentes, en certains lieux, ont connu ou connaissent une concentration plus importante en uranium, ce qui reste à vérifier (difficulté des prélèvements).

271Comme il parait difficile d'expliquer ainsi des variations de 1 à 1000, on peut aussi suggérer :

  • un apport localisé : paléoremplissages recoupés par les eaux d'infiltration, niveaux organiques ( ?) dans la série des "calcaires des canyons" ou dans les flyschs ;
  • une contamination externe sur le massif, à différentes époques, par exemple lors de retombées de poussières volcaniques (citons l'éruption cataclysmale du Toba, en Indonésie, vers 75 000 ans qui a projeté plus de 2800 km3 de tephra dans l'atmosphère) ; l'uranium serait enregistrée dans les anneaux internes des spéléothèmes (hypothèse de S. POMEL).

272Evoquant le phénomène d'épigénie, donc de recristallisation interne, QUINIF (1987) montre que celui-ci ne peut intervenir ici car à l'analyse radiométrique, on n'observe aucune perturbation. Il envisage aussi la concentration de l'uranium dans la calcite par l'intermédiaire d'ions étrangers, mettant en évidence à la microsonde électronique des zones claires de calcite riche en strontium (1 %) et des zones sombres à carbonate de calcium et de magnésium. Ces quelques éléments d'explication montrent que la géochimie de l'uranium dans les concrétionnements endokarstiques est encore un domaine riche en découvertes. En tous cas, la matière organique, les pollutions minéralisées issues des paléokarsts et les pollutions atmosphériques (dont volcaniques) peuvent accroître considérablement certains niveaux en uranium. Cela reste à étudier avec précision.

D. VARIATION DE L'AGE DANS UN MEME SPELEOTHEME ET COHERENCE DES DATATIONS

273Une stalagmite peut avoir une histoire ancienne, comme l'a déjà montré l'étude micromorphologique : succession de stades d'accroissement séparés par des phases de corrosion.

1. Exemples pyrénéens et alpins

274Dans le cas des deux stalagmites de la galerie Aranzadi citées plus haut, la gamme de temps n'est pas considérable : 63,6 à 67,3 ka pour 8ArSt1 et 56,2 à 65,4 ka pour 8ArSt3, car dans chacune d'elle, on n'observe pas d'arrêt de croissance séparé par une surface de corrosion interne typique. Cette série d'analyse permet aussi de tester la validité de la méthode U/Th puisqu'on obtient une bonne concordance chronostratigraphique au sein des deux concrétions.

275– Dans l'échantillon de stalagmite A13/C prélevé dans le gouffre Karen (Platé), à – 250 m dans le réseau Titus, deux analyses ont été faites : Tune dans le cœur (A), l'autre dans une couche concentrique plus externe (B). Cette concrétion s'est formée entièrement pendant l'interglaciaire Riss-Würm :

276A13/C (A) = 123,9 ka (+ 12,9,-11,1)

277A13/C (B) = 97,7 ka (+ 5,4, – 5,0)

278– Certains horizons de plancher stalagmitique sont séparés par une longue période de temps. Un bon exemple est fourni par l'échantillon ANS2 prélevé dans le gouffre AN8 (Anialarra/massif de la Pierre St.-Martin), dans la vieille galerie inactive de – 300 m (fig. 391, chap. XVI). Ce plancher scelle un remplissage argilo-limoneux d'origine glaciaire. L'horizon inférieur (A) est daté à plus de 350 ka car le rapport Th/U est à l'équilibre (1,021 ± 0,109). L'horizon (B) qui le surmonte, séparé par une surface de dissolution, est daté à 215,5 ka (+ 32,2, – 26,9), âge se plaçant dans un grand interglaciaire (stade isotopique 7). 140-150 ka au moins séparent ces deux phases de croissance.

279– L'échantillon 1Ar12, stalagmite prélevée sur une terrasse fluviatile de la galerie Aranzadi (Pierre St.-Martin), présente aussi une gamme de temps importante. La base est datée à 138,6 ka (+ 30,7, – 23,8). Le sommet, au contraire, est daté à 38,8 ka (+ 2,7, – 2,6) et se place dans l'interstade Würm ancien-Würm récent (stade isotopique 3).

2. Cohérence des datations sur un même horizon de calcite

280Sur la stalagmite ArSt79 de la galerie Aranzadi, deux petits cubes ont été taillés dans le cœur macrocristallin saccharoïde de la concrétion. La calcite est saine : grande compacité, absence de thorium détritique (230Th/232Th = 100, rapport 234U/238U normal) et teneur homogène en uranium (4,815 à 4,957 ppm). Les deux âges mesurés sont :

  • ArSt79 (A) = 222,2 ka (+ 33,4, – 24,9)
  • ArSt79 (B) = 211,2 ka (+ 31,2, – 23,5)

281Ces deux résultats sont cohérents dans l'intervalle d'erreur statistique, mais il n'est pas impossible que la petite différence d'âge corresponde effectivement à une phase non synchrone au sein de la cristallisation mono-génique du cœur de l'échantillon.

E. INTERPRETATION PALEOCLIMATIQUE DES SPELEOTHEMES

282En l'absence d'une chronologie isotopique sûre, et devant l'abondance des travaux régionaux, la terminologie géologique du Quaternaire continental est devenue une "jungle" où Ton se fonde, au fur et à mesure des découvertes, sur des coupes sédimentaires remarquables faisant office de référence à l'échelle régionale, voire continentale, mais rarement mondiale. En effet, comment établir des corrélations si l’on ne dispose pas d'un calage chronologique de type radiométrique ?

283On connaît l'intérêt et les limites de la méthode au radiocarbone ou 14C qui a permis, depuis les premiers résultats de LIBBY en 1949-50 et bien avant d'autres techniques de datations, de préciser la chronologie des 30 à 40 derniers millénaires (EVIN, 1987, p. 1041). La méthode U/Th a d'abord été développée sur les carbonates marins, notamment dans les Antilles (La Barbade), en Papouasie Nouvelle-Guinée (Huon), dans d'autres îles du Pacifique (Nouvelle Calédonie, Nouvelles Hébrides, Mururoa,...), puis un peu partout dans le monde (Australie, Brésil, Italie,...). La datation U/Th des niveaux coralliens émergés, en zone tectonique stable (ex : Australie/NSW), a mis en évidence que le niveau marin du dernier interglaciaire, entre 115-120 et 130-140 ka, se situait 4 à 6 m plus haut qu'aujourd'hui (MARSHALL et THOM, 1976). Les confirmations sont nombreuses comme sur la côte W du Brésil où le haut niveau marin de + 3 à + 6 m, daté entre 116 et 142 ka, peut se suivre sur près de 2000 km de 10° à 26° de latitude S (BERNAT et al, 1983).

284Comme nous le verrons plus loin avec la datation des concrétions endokarstiques, le premier grand stade de réchauffement du dernier interglaciaire (équivalent de l'Eemien en Europe occidentale) correspond au plus haut niveau marin et sans doute à la phase la plus chaude de l’interglaciaire Riss-Würm (terminologie alpine). Sur les côtes des continents et des îles à tectonique instable, en limite de plaques (ex : Californie, Antilles, Nouvelle-Guinée,...), les datations U/Th permettent de quantifier l'ampleur des mouvements verticaux récents (GAVEN et al., 1980) (pour la Nouvelle-Guinée, cf. chap. VII).

285Pour les besoins de la Préhistoire, la méthode U/Th a été appliquée aux planchers stalagmitiques afin de dater les niveaux d'habitations dans les entrées de grottes, mais les résultats ont souvent été divergents à cause de la pollution détritique des concrétionnements. C'est le cas à Tautavel (Caune de l'Arago, Pyr.-Or.) où les "différences avec les résultats des autres méthodes ont été importantes" (EVIN, 1984, p. 577). Dans ces conditions, beaucoup de quaternaristes n'ont pas pu utiliser la méthode avec succès. Certains tentent de la remplacer par la thermoluminescence et la Résonance de Spin Electronique.

286Cependant, si Ton exclut la datation des coupes préhistoriques, on constate que la méthode U/Th a été employée avec succès par divers chercheurs et spéléologues sur de nombreux échantillons de concrétions endokarstiques, d'abord en Amérique du Nord, puis en Grande Bretagne, en France, en Belgique... En effet, la méthode permet à la fois de caler chronologiquement des remplissages et de souligner les phases de réchauffement.

1. Signification paléoclimatique des concrétionnements endokarstiques de montagne

287Même si un concrétionnement souterrain ne scelle pas un dépôt préhistorique où un sédiment détritique à priori intéressant (ex : varves hypogées d'origine fluvio-glaciaire), sa seule existence a une signification paléoclimatique. En effet, Les karsts de moyenne et haute montagne des régions tempérées ont connu une forte variation des conditions édaphiques et d'englacement au cours des cycles glaciaires-interglaciaires.

a. Un indice de réchauffement

288Du point de vue statistique, les centaines de datations U/Th (voire les milliers) effectuées à l'échelle mondiale sur les concrétionnements endokarstiques montrent clairement, surtout pour le Pléistocène récent (le mieux connu), que ceux-ci se forment essentiellement pendant les phases de réchauffement. L'explication est simple : en période d'amélioration climatique, la couverture végétale et pédologique, productrice de CO2, assure une dissolution accentuée et la saturation rapide des solutions, alors que pendant les périodes froides, les eaux de fusion nivo-glaciaire demeurent agressives en profondeur. En haute montagne, les phases de refroidissement sont donc marquées par la quasi-absence de dépôt chimique et par la recrudescence de phases de corrosion-érosion. La preuve de la rareté du concrétionnement fonctionnel dans le domaine nivo-glaciaire actuel a été apportée dans la description de l’étagement altitudinal du concrétionnement (supra § I.A.).

289Tout concrétionnement constitue donc un thermomètre enregistreur du réchauffement, en particulier dans les karsts de moyenne et haute montagne des régions tempérées et dans les karsts des hautes latitudes, où l'opposition glaciaires-interglaciaires a été très nette. Il s'agit en effet de "zones morphoclimatiques limites" où des seuils morphoclimatiques fondamentaux sont franchis aisément à cause de la baisse des températures (disparition de la forêt, englacement).

290Cependant, des arguments inverses ont été avancés. Par exemple, on a considéré que les concrétions souterraines ont pu se développer durant les phases froides lorsque l'activité torrentielle (érosion-dépôt) était minimum, comme cela est suggéré pour les karsts océaniques du NW de l'Angleterre (WALTHAM, 1974 ; in GASCOYNE, 1977). S'il est vrai que certaines pulsations froides ont été sèches, rien ne permet de prouver qu'elles ont été favorables au concrétionnement. Au contraire, si Ton se reporte au diagramme de distribution de 259 âges U/Th calculés sur des concrétions de grottes des îles britaniques (fig. 277), on remarque une forte concentration des datations à l’Holocène, durant des interstades du Würm et surtout pendant l'Eemien, si Ton se place uniquement pour le Quaternaire récent, période pour laquelle la fourchette statistique d'erreur est la plus faible.

291C'est ce que pensent aussi ATKINSON, HARMON et SMART (1977) pour la zone des Mendip, au sud de Bristol (ATKINSON et al., 1978). Mais les relations établies entre concrétionnement endokarstique et phase de réchauffement à partir de séries de dates U/Th significatives ont été montrées en Amérique du Nord en 1974-75, en particulier par THOMPSON, SCHWARCZ et FORD (1974) et HARMON et al. (1975). Auparavant, en France, les premières datations U/Th effectuées à partir de concrétions de l'aven d'Orgnac (Ardèche) par NGUYEN et LALOU (1969) ont donné des résultats concluants (trois âges compris entre 92,5 et 129 ka). Par la suite, dans la même cavité, d'autres datations ont permis de conclure à l'importance du dernier interglaciaire (Riss-Würm), pour la période comprise entre 90 et 130 ka (DUPLESSY et al., 1970 et 1971).

b. Exceptions à la règle

292Au Canada, dans les Rocheuses de l'Alberta, la grotte de Castleguard est un exemple remarquable car elle se développe en partie sous le glacier Columbia depuis plusieurs centaines de millénaires. Or, on constate qu'il existe un concrétionnement holocène et actuel, certes peu important à l'échelle du réseau, mais en condition de glaciation, ce qui paraît contredire les observations générales faites ailleurs dans le monde. ATKINSON (1983) montre que la genèse de ces concrétions récentes (fistuleuses, stalactites et stalagmites massives) dépend de plusieurs facteurs :

  • l'aquifère fissuré où transitent les eaux de percolation détient une pCO2 légèrement plus grande que la pCO2 atmosphérique car il se produit une oxydation de la pyrite contenue dans la roche, avec formation d'acide sulfurique et de CO2 ;
  • la précipitation de la calcite dans les galeries paraît peu favorisée, en revanche, par la faible évaporation et le processus de dégazage.

293Dans l'extrême amont du réseau, à proximité du plancher glaciaire (T = – 6,5°C), les conditions inhibitrices au concrétionnement ont été démontrées : une cavité présentant une température moyenne négative ne peut être le siège d'aucun dépôt de calcite, d'aragonite ou de gypse, sauf s'il y a cryoségrégation par pénétration d'eau dans une atmosphère à température négative, ce qui peut se produire dans des glacières profondes.

294ATKINSON (1983, p. 535) conclut que la précipitation de la calcite, en l'absence de CO2 biogénique, provient de l'association gypse-calcaire, calcaire-dolomite ou calcaire-pyrite dans l'encaissant. Quant le rapport Mg/Ca ou SO4/Ca est important dans l'eau de percolation, les conditions de précipitation sont favorisées. Les datations 14C effectuées par GASCOYNE et NELSON (1983) sur ces concrétions holocènes de Castleguard révèlent que le taux de 14C proviendrait du CO2 dégagé par l'oxydation de dépôts charbonneux fossiles contenus dans les terrains carbonatés du Cambrien moyen. Castleguard ne s'écarte pourtant pas de la règle générale, car si Ton se réfère à la répartition des âges U/Th effectués sur 103 échantillons de concrétions de karsts d'altitude et subpolaires d'Amérique du Nord, on constate que ceux de Castleguard obéissent à la distribution générale selon les phases de réchauffement interglaciaire et interstadiaire (fig. 275).

295En résumé, pendant les phases froides, avec ou sans englacement, on remarque :

  • un fort ralentissement du concrétionnement dans les zones non englacées des karsts de basse altitude du domaine tempéré ;
  • une absence presque totale du concrétionnement dans les karsts englacés, avec une exception possible lorsque les conditions lithologiques (présence de gypse, de dolomite, de pyrite) et hydrologiques (percolation possible, galeries dénoyées) sont réunies, phénomènes à la fois peu courant et d'ampleur limitée.

c. Les effets du volcanisme (d'après POMEL, 1989)

296Se pose alors le problème de savoir si en cas d'une fourniture importante de SO2 et de CO2 volcaniques, il y a eu ou non concrétionnment durant une période qui aurait pu être glaciaire. C'est le cas, par exemple, de l'anomalie isotopique 4-5 peut-être attribuable au Toba vers 75 000 ans. En effet, durant cette période au moins trois grandes caldeiras ont fonctionné :

  • celles du Toba (Sumatra) : 2800 km3 ;
  • celle de Maninjau (Sumatra) : > 190 km3 ;
  • celle de Daisetsu (Hokkaïdo-Japon) : 480 km3

297Il faut ajouter celle d'Ontake (Japon central), 13 km3 et de Natib (Philippines), 20 à 27 km3. Soit au total près de 3515 km3 de tephra volatilisés dans l'atmosphère. Cela représente 3800 à 7400 GT (gigatonnes) de tephra, 2400 à 5600 GT de SiO2, 150 à 700 GT d'H2O, 30 à 280 GT de CO2 et 25 à 160 GT de SO2.

298Ces éruptions sont instantanées à l'échelle géologique et représentent pour le CO2 2 à 20 fois la fluctuation saisonnière annuelle et plus de 10 à 200 fois l'augmentation annuelle observée depuis 30 ans. Pour le soufre cette injection représenterait plus que la production des aérosols marins (44 t de soufre pur par an). On imagine assez bien les effets sur la circulation atmosphérique générale et le climat, quand on sait les effets d'El Chichon qui a seulement émis 3,3 Mt (millions de tonnes) de CO2 et un peu plus de 20 Mt de SO2 ! Les apports en 18O et uranium seraient également considérables mais dans l'immédiat difficile à chiffrer.

2. Signification des variations de l'18O et du 13C dans les spéléothèmes

a. La méthode 18O

299L'étude des variations 18O/16O dans les carbonates constitue un puissant outil stratigraphique dont la preuve a été apportée par l'analyse des carottes prélevées dans les fonds océaniques, à condition d'avoir un calage chronologique sûr. Les analyses de l'isotope stable 18O contenu dans les spéléothèmes ont montré qu'il existait un accroissement de celui-ci pendant les phases froides. Associée aux datations U/Th, cette technique permet de connaître la température locale approximative au moment de la genèse du concrétionnement et par conséquent de préciser l'intensité des pulsations paléoclimatiques (GASCOYNE, SCHWARCZ et FORD, 1978).

300En France, les travaux de DUPLESSY (1967, 1971) indiquent que les mesures du rapport 18O/16O le long de Taxe de stalagmites bien choisies et datées donnent un bon enregistrement climatique. SORRIAUX (1982) a également utilisée cette méthode avec succès pour les concrétions du réseau de Niaux-Lombrives-Sabart dans les Pyrénées ariégeoises. Rappelons que le ẟ18 représente l'abondance isotopique en 18O, soit :

301sachant que l'échantillon standard est le Belemnitalla americana du Crétacé (Pee Dee Formation) de Caroline du Sud (in SORRIAUX, 1982, p. 225). SORRIAUX (1982) montre qu'il y a une relation simple entre 318 de la pluie et la température, avec une augmentation de + 0,5 %o (échantillon standard) par °C, si bien que l'augmentation de 318 de la concrétion correspond à une augmentation de la température. Il indique que la variabilité de 318 sur 47 échantillons, faible, fluctue entre – 5,7 %o et – 9,9 %o. La correspondance faite avec les échantillons datés par U/Th est instructive. L'auteur confirme que les températures étaient sensiblement identiques à aujourd'hui (T. moy. = 12,6°C) pour l'interglaciaire Riss-Würm et celui de 175-200 ka, avec une poussée plus chaude pour un interglaciaire situé vers 350-400 ka (SORRIAUX, 1982, p. 210).

b. La méthode au 13C

302L'étude de la variation du 13C/12C constitue un nouvel outil stratigraphique, encore peu utilisé pour l'ensemble du Quaternaire à cause du manque de repère chronologique fiable. Dans les concrétions, la mesure du rapport 13C/12C pourrait apporter des précisions intéressantes. En effet, les deux isotopes naturels stables du carbone se trouvent sur Terre dans les proportions de 98,9 % pour le 12C et de 1,1 % pour le 13C. Dans les cavités, les roches encaissantes ne renferment pratiquement pas de 13C. Par contre, les eaux météoriques se chargent en 13C au niveau du sol où il se situe dans des proportions de 1,6 à 2,4 % par rapport au 12C, en fonction du type de végétation. Cependant, dans l'ensemble ariégeois, SORRIAUX (1982, p. 212) montre qu'il existe une grande variabilité des ẟ13, peu significative du point de vue paléoclimatique, car on observe un appauvrissement en ẟ13 dû à un fractionnement cinétique du 13C et à une modification de la composition du CO2 biogénique (variations bioclimatiques).

303En effet, il ne faut pas oublier que les ẟ18O et ẟ13C sont en rapport avec les couvertures végétales et pédologiques (résultats d'altération) et sous influence des variations de la teneur en matière organique des eaux, des apports hydrothermaux et volcaniques et des paléo aquifères...

V - CHRONOLOGIE COMPAREE DU QUATERNAIRE CONTINENTAL A PARTIR DE LA METHODE U/TH SUR SPELEOTHEMES ET DES AUTRES METHODES

304Si la paléoclimatologie mondiale a fait d'énormes progrès depuis 1965-1970 grâce à l'analyse des variations du rapport isotopique 18O/16O sur les carbonates des carottes océaniques, donnant des courbes des paléo-températures à haute résolution, il n'en demeure pas moins que la paléoclimatologie continentale connaît un retard compréhensible en raison de la complexité des héritages sédimentaires et surtout de l'insuffisance des méthodes de datation radiométrique pour couvrir le Plio-Pléistocène.

305Pour bien connaître le Quaternaire continental, les séquences sédimentaires les plus adaptées sont généralement les remplissages lacustres. Dans les Andes de Colombie, on a signalé l'intérêt que représente l'analyse sédimentologique et palynologique du carottage de la Sabana de Bogota, profond de 700 m, où une vingtaine de cycles ont été mis en évidence depuis la fin du Pliocène (VAN DER HAMMEN et al., 1981 ; cf. chap. VI). En Europe, les longues séquences lacustres étudiées sont rares. Signalons celle de Philippi, en Macédoine orientale (Grèce), qui couvre une période de 700 ka environ et où il a été dénombré par palynologie "26 phases de végétations alternativement forestière et steppique" (VAN DER HAMMEN, 1979 ; in DE BEAULIEU, 1984, p. 567 et VERGNAUD-GRAZZINI, 1987, p. 1167). Les études palynologiques, surtout quand elles sont couplées avec la détermination des paléofaunes, permettent de dresser des courbes climatiques de grande fiabilité. Toutefois, et c'est un problème majeur, le calage chronologique de type isotopique est quasi absent au-delà de 30-40 ka (14C). La méthode U/Th est actuellement la seule, pour le Quaternaire continental, qui couvre la période de 0 à 350 ka.

A. CHRONOLOGIE DU CYCLE DU PLEISTOCENE SUPERIEUR ET COMPARAISON AVEC LA TOURBIERE VOSGIENNE DE LA GRANDE PILE

306Dans les Alpes et en Europe occidentale, ce cycle est connu sous les noms réunis de Riss-Würm (Eemien s.l.) et de Würm. Sur le versant méridional des Vosges, dans la haute vallée de l'Ognon (près de St. Germain), le dépôt lacustre de la Grande Pile repose sur le complexe des moraines rissiennes. Le diagramme palynologique obtenu à partir d'un carottage offre une remarquable stratigraphie du Pléistocène supérieur (WOILLARD, 1980 ; WOILLARD et MOOK, 1982 ; in DE BEAULIEU, 1984, p. 569). Après le dernier refroidissement rissien, on observe nettement :

  • un interglaciaire Riss-Würm très développé ;
  • une glaciation würmienne assez homogène ;
  • une période holocène de fort réchauffement.

307Notons que le repérage par chronologie isotopique n'est pas connu pour le Riss-Würm et le Würm ancien, mais seulement estimé à partir de données de comparaison. Un tel cycle se retrouve sur tous les diagrammes de distribution des âges U/Th de concrétions endokarstiques.

1. L'interglaciaire Riss-Würm

308A la Grande Pile, on fait démarrer le Riss-Würm vers 127 ka, en se référant au haut niveau marin daté par U/Th de la Barbade, dans les Petites Antilles (in DE BEAULIEU, 1984, p. 568). Pour les diagrammes de datations U/Th des Alpes-Pyrénées (101 âges, fig. 273), des îles britanniques (259 âges, fig. 277) et de Méditerranée (108 âges, fig. 276), on observe un minimum de concrétionnement très net vers 140-160 ka correspondant au dernier épisode de refroidissement du Riss (stade isotopique 6). Ce minimum se retrouve dans le diagramme des datations des travertins d'Europe centrale (112 dates, fig. 279).

Figure 273 Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarstiques des Alpes-Pyrénées et de quelques échantillons provenant de hauts karsts méditerranéens.
Total : 101 dates, dont 71 des Alpes-Pyrénées-Méditerranée (QUINIF-MAIRE), 5 du Vercors (DELANNOY et al., 1986), 23 de Niaux-Lombrives/Ariège (SORRIAUX, 1982) et 2 de la grotte d'Enlène/Ariège (HENNIG et al.,1983).
Le diagramme est significatif entre l'Holocène (0-10 ka) et l'interglaciaire de 170-220 ka (stade 7). La numérotation correspond aux stades isotopiques de la chronologie océanique de l'oxygène.

309Le début du réchauffement Riss-Würm commence en Méditerranée comme en Europe occidentale vers 130-140 ka, donc un peu avant l'âge de 127 ka (limite radiométrique des stades 5/6, d'après l'échelle de temps CARPOR). Ici, le début de cet interglaciaire se situerait vers 135 ka, car sur la plupart des diagrammes (Alpes-Pyrénées, Grande Bretagne, Méditerranée), le pic maximum de distribution se situe dans la fourchette 120-130 ka ce qui correspond assez bien à la limite radiométrique des stades 5/6 à 139 ka d'après l'échelle TUNE.

Figure 274 : Diagramme de distribution des âges U/Th de 71 échantillons de concrétions endokarstiques (Alpes, Pyrénées, Méditerranée). Le diagramme de la figure 273, qui intègre 30 dates supplémentaires, ne fait qu'accentuer la signification de celui-ci. La numérotation correspond aux stades isotopiques de la chronologie océanique de l’oxygène.(analyses : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons/Belgique).

310Celui-ci se retrouve sur l'histogramme traitant des cavités de basse altitude des USA (131 âges, fig. 278). En revanche, le diagramme des hauts karsts et karsts subpolaires de Canada-USA (103 âges, fig. 275) présente un pic modeste vers 100-120 ka, sans doute à cause d'une série statistique insuffisante pour la période considérée. Mais les autres histogrammes sont assez nombreux pour que l'on affirme que le Riss-Würm était bien installé vers 125 ka. Ce pic de 120-130 ka, que Ton peut étendre à la fourchette 110-130 ka, montre que le premier maximum du Riss-Würm, connu aussi sous le nom d'Eémien en Europe occidentale, est chaud comme le confirme les végétations forestières aussi tempérées qu'à l'Holocène reconnues par les palynologues (DE BEAULIEU, 1984). C'est probablement le stade le plus chaud de tout l’interglaciaire si Ton se réfère à la chronologie océanique (début du stade isotopique 5).

311L'importance de l'ensemble de l'interglaciaire Riss-Würm apparaît sur plusieurs diagrammes. Sur ceux des Alpes-Pyrénées, on remarque trois pics rapprochés : 120-140, 90-110 et 60-80 ka ; sur celui des cavités méditerranéennes : 120-130, 90-110 et un petit pic à 70-80 ka (fig. 276) ; sur celui des cavités britanniques, un pic massif s'étend de 90 à 140 ka (fig. 277). Pour les travertins d'Europe centrale, on observe un maximum à 100-120 et un petit pic à 70-90 ka (fig. 279).

Figure 275 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions de karsts froids d'Amérique du Nord. Total 103 dates, dont 33 de la Nahanni/TNW-Canada (HARMON et al., 1977 ; SCHROEDER, 1979), 34 de Castleguard Cave/Alberta Canada (GASCOYNE et al., 1983 ; GASCOYNE et NELSON, 1983), 12 de Crowsnest Pass/Alberta-Canada (HARMON et al., 1977), 16 de l'île de Vancouver/Col. Brit.-Canada (GASCOYNE, 1977) et 8 de Bear River Range/Utah-USA (HARMON et al., 1977). Le diagramme est peu significatif pour le dernier cycle (stade isotopiques 1 à 5), avec un interglaciaire Sangamonien (équivalent du Riss-Würm) peu marqué. Les interglaciaires correspondant aux stades isotopiques 7 et 9 sont mieux marqués que dans le diagramme des Alpes Pyrénées (fig. 273).

Figure 276 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarstiques de karsts méditerranéens. Total de 108 dates (France, Espagne, Italie, Grèce, Yougoslavie, Turquie, Israël, Algérie).
Auteurs consultés : HENNIG et al, 1983 (81 dates) ; SCHWARCZ et al., 1980 (10 dates) ; DELANNOY, 1986 (3 dates) ; NGUYEN et LALOU, 1969 (3 dates) ; DUPLESSY et al., 1970 (5 dates) et 6 dates pour MAIRE-QUINIF.
Ce diagramme est uniquement significatif pour l'interglaciaire Riss-Würm qui est bien marqué. Le Würm s.l., (2-3-4) et le Ris s récent (6) sont assez nets. En revanche, l'interglaciaire suivant (7) parait décalé vers la droite.

Figure 277 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarstiques des Iles Britanniques. Total de 259 dates, dont 181 dates de Craven Cave Systems/Yorkshire (GASCOYNE et FORD, 1984), 32 dates de Peak District/Derbyshire (FORD T.-D., GASCOYNE et BECK, 1983), 28 dates des Mendip Hills/Yorkshire (ATKINSON et al., 1978), et 18 dates d’Assynt area-Northern Highlands/NW Ecosse (HESS et al.,1983).
Ce diagramme est très significatif pour le premier cycle (0 à 130 ka) avec un interglaciaire Ipswichien (ou Riss-Würm) bien marqué.

Figure 278 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarsticques de karsts de basse et moyenne altitude des USA. Total de 131 dates (Kentucky, Minnesota, West Virginia, Arkansas). Auteurs consultés : HARMON et al, 1978 ; HESS et HARMON, 1981 ; SCHWARCZ et al, 1976 ; LIVELY et al., 1981 ; THOMPSON et al., 1973-1976. Ce diagramme est moins significatif que celui des Iles Britanniques (fig. 277), avec cependant un premier cycle (stades isotopiques 1 à 5) relativement bien marqué. L'interglaciaire Sangamonien, équivalent du Riss-Würm, est mieux représenté ici que sur le diagramme des karsts froids d'Amérique du Nord (fig. 275).

Figure 279 : Diagramme de distribution des âges U/Th de travertins d'Europe centrale (RDA, RFA, Hongrie). Total de 112 dates (données de synthèse extraites de HENNIG et al., 1983).
Comme pour la plupart des diagrammes de concrétions endokarstiques, celui-ci est significatif pour le premier cycle, avec un interglaciaire Mikulinien (équivalent du Riss-Wiirm) bien encadré par les glaciaires correspondant au Würm (2-3-4) et au Riss récent (6). Pour les interglaciaires plus anciens, ou note des pics importants à 170-180 et 220-230 ; ce dernier pourrait être mis en relation avec le stade isotopique 7.

Figure 280 : Diagramme de distribution des âges U/Th de travertins méditerranéens et du Moyen-Orient. Total de 53 dates (Espagne, Turquie, Lybie, Israël, Syrie, Iran, Afghanistan). Auteurs consultés : HENNIG et al., 1983 (14 dates) ; SCHWARCZ et al, 1979-1980 (19 dates) ; LIVNAT et KRONFELD, 1984 (12 dates) ; NGUYEN et al., 1973 (7 dates) ; DELANNOY, 1986 (1 date).
Ce diagramme montre un interstade du Würm bien marqué ; le Riss-Würm (Eemien) est moyennement représenté.

312Dans la séquence lacustre de la Grande Pile, les interstades St. Germain 1 et 2 se placeraient entre 95-115 et 70-95 ka. Sur le diagramme des îles britanniques, on ne voit pas apparaître ces interstades ; par contre, sur les histogrammes consacrés aux karsts de montagne (Alpes-Pyrénées), on observe :

  • un pic à 90-110 ka, également visible en Méditerranée (fig. 273 et 276) ;
  • un pic à 60-80 ka, moins évident (70-80 ka) en Méditerranée.

313Cette distinction est confirmée ailleurs : St. Germain 1 est visible sur les diagrammes des USA (basse montagne, 90-110 ka, fig. 278), de la France (basse montagne, 90-110 ka), mais moins nettement pour les hauts karsts d'Amérique du Nord (100-120 ka, fig. 275). Pour les travertins de Méditerranée et d'Europe centrale, on note aussi un pic marqué à 100-110 et un second à 70-90 ka (fig. 279 et 280). L'interglaciaire Riss-Würm a duré au moins 60 ka, de 130 à 70 ka. De plus, il semble bien que le Riss-Würm s'est poursuivi jusque vers 65 ka (fin de St. Germain 2) car à la Pierre St. Martin sept dates U/Th se situent entre 60 et 70 ka (moyenne = 64,7 3 ka pour six dates, alors que VrSt1 = 68,9, +29,5,-20,6 ka présente une fourchette statistique d'erreur plus importante), ce qui confirme que la fin de St. Germain 2 se place avant 70 ka (peut-être l'anomalie 4/5 du Toba à 75 000 ans, supra) donc plus tardivement qu'on ne le pensait généralement.

2. Le glaciaire würmien et ses interstades

314Grâce aux tourbières et aux remplissages d'abris sous roche ou d'entrées de grotte, on dispose aujourd'hui d'une bonne stratigraphie du Würm, parfois trop détaillée, de sorte qu'il devient difficile de le situer entre des repères chronologiques précis, en particulier quand il s'agit de placer le début du Würm. En admettant, du point de vue terminologique, que St. Germain 2 constitue le dernier épisode chaud du Riss-Würm, on peut considérer que le Würm ancien débute vers 60-65 ka. Sur les diagrammes de datations des Alpes-Pyrénées, on observe un minimum très marqué du concrétionnement entre 40 et 60 ka (fig. 273 et 274). Pour les travertins, ce creux se situe vers 50-60 ou 50-70 ka (fig. 279 et 280). Sur les autres diagrammes, ce minimum existe, avec des fourchettes fluctuantes, mais il n'est jamais très net comme si le Würm ancien n'avait pas été très froid.

315Que ce soit à partir de la courbe climatostratigraphique de la Grande Pile ou à partir des diagrammes de datations U/Th, il semble peu approprié de placer le début du Würm (ou Würm 1 de la chronologie alpine) avant 70 ka, sauf si l'on considère le Würm 1 comme étant la courte phase de refroidissement localisée entre 80 et 90 ka sur la plupart des histogrammes des âges U/Th et par un étroit pic froid dans le sondage de la Grande Pile. Par conséquent, si le Würm 1 est bien ce petit minimum de 80-90 ka, on se situe alors dans le Riss-Würm, entre le St. Germain 1 (90-110 ka) et le St.

316Germain 2 (60-80 ka), et il serait préférable d'abandonner l'expression de Würm 1. Cela permettrait de subdiviser le Würm en deux épisodes glaciaires :

  • le Würm ancien ;
  • le Würm récent.

317Cette terminologie plus simple, déjà utilisée, est conforme à la chronologie isotopique U/Th sur concrétions et à la chronologie isotopique océanique qui ne discerne également que deux phases froides au cours du Würm (stades isotopiques 2 et 4). A cet égard, les diagrammes palynologiques, variables d'une région à l'autre et sans calage chronologique précis au-delà de 30-40 ka, ne peuvent encore éclairer le débat.

318– Le Würm ancien se place entre 40-50 et 60-70 ka comme on le voit plus ou moins bien sur les différents diagrammes U/Th. Cet épisode serait nettement moins froid que le Würm récent, hypothèse souvent admise et qui est confirmée par la courbe isotopique standard de la chronologie océanique (fig. 283).

319– Le Würm ancien-Würm récent, principal interstade de réchauffement à l'intérieur du Würm, présente un pic remarquable vers 30-40 ka pour le diagramme U/Th des Alpes-Pyrénées (fig. 274), que Ton retrouve moins nettement dans les karsts tempérés de basse altitude, avec un pic secondaire à 50-60 ka (Grande Bretagne et USA : fig. 277 et 278). Pour les travertins méditerranéens, il existe un pic décalé vers 40-50 ka. Pour les hauts karsts d'Amérique du Nord, le maximum se place entre 40 et 60 ka. Mais si Ton revient aux Alpes-Pyrénées, cet interstade de 30-40 ka correspond bien au Würm Π-Würm III de la chronologie alpine, qu'il est préférable d'appeler Würm ancien-Würm récent en Europe occidentale. Ajoutons que la Grande Pile est peu significative quant à l'existence d'interstades de réchauffement.

320– Le Würm récent ne pose pas de problème car il était calé jusqu'à présent par le 14C. De plus, les diagrammes de datations U/Th montrent tous un minimum très net entre 15-20 et 30 ka, ce qui n'est pas le cas pour le Würm ancien. Pour l’histogramme des Alpes-Pyrénées (fig. 273), aucune concrétion datée se situe entre 14 et 30 ka, phénomène significatif pour des karsts de montagne et qui prouve la validité des diagrammes de distribution des âges U/Th des spéléothèmes (pour les séries statistiques représentatives). Il est hors de doute que cet épisode du Würm récent a été le plus froid (et le plus sec) du Würm ; tout le confirme : les diagrammes polliniques de même que la courbe isotopique standard de la chronologie océanique (fig. 284). Mieux encore, alors que des concrétions datées se placent au cours du Würm ancien dans divers karsts mondiaux, on note la quasi-absence d'âges U/Th pour le Würm récent dans les karsts de montagne. Cet argument prouve que le Würm récent a bien été le plus froid dans les Alpes françaises et dans les Pyrénées.

321Le diagramme des âges U/Th pour les hauts karsts d'Amérique du Nord montre aussi une absence totale de dates entre 20 et 30 ka (fig. 275). Ce minimum est net également dans les karsts méditerranéens (fig. 276) et les karsts de basse altitude des îles britanniques et des USA (fig. 277 et 278). Il est visible aussi pour les travertins d'Europe centrale et de Méditerranée (fig. 279 et 280).

Figure 281 : Chronologie du Würm récent à l'Holocène (de 30 ka à aujourd'hui) à partir du diagramme de synthèse de distribution des âges U/Th regroupant 145 dates obtenues sur les concrétions endokarstiques de basse, moyenne et haute montagne de la zone tempérée nord (Alpes, Pyrénées, RFA, Iles Britanniques, Kentucky-Min-nesota/USA) (a partir des données de QUINIFMAIRE et des auteurs cités dans les fig. 273 à 278).
La fourchette statistique d'erreur étant faible pour la plupart des âges radiométriques, on a utilisé une répartition par millénaire. On constate une bonne correspondance générale avec la chronologie alpine, avec notamment la mise en évidence d'un froid maximum entre 30 et 20 ka et un léger réchauffement entre 20 et 15 ka environ. Le Tardiglaciaire est bien marqué : il débute par un réchauffement important vers 13-14 ka (Bölling probable), suivi par un réchauffement encore plus net vers 11-12 ka (Allerod probable). Le refroidissement du Dryas récent (ou Dryas III) est également mis en évidence vers 10-11 ka. L'Holocène commence avec le réchauffement du Préboréal vers 9-10 ka.

322Toutefois, il ne faut pas faire de confusion, car c'est le Würm ancien qui a été le plus actif au niveau des avancées glaciaires. En effet, la datation des moraines les plus hautes et les plus avancées a montré, aussi bien dans les Pyrénées que dans les Alpes, que le Würm ancien a été le plus humide et le plus actif (cf. chap. XI). Il en est de même en Amérique du Sud et du Nord (chap. VI).

3. La fin du Würmien récent et le Tardiglaciaire

323Le Tardiglaciaire correspond à la partie terminale du Würmien récent, habituellement calé entre 15 et 10 ka, et traduit un net réchauffement interrompu par plusieurs récurrences froides : les Dryas 1, 2 et 3. Afin de comparer les données radiométriques sur spéléothèmes avec la stratigraphie complexe du Tardiglaciaire et de l'Holocène, un diagramme de distribution des âges U/Th a été construit à partir de 145 datations de concrétions de karsts de basse, moyenne et haute montagne de la zone tempérée ayant été généralement englacés au Würm (fig. 282). La répartition se fait par millénaire, dans la gamme de temps de 0-30 ka. Comme la série statistique est significative (prélèvements variés dans de nombreux karsts, faible fourchette d'erreur), l'histogramme met en évidence les grandes tendances climatiques de la fin du Würm. On distingue :

  • De 30 à 21 ka, la faiblesse du concrétionnement explique le caractère très froid du Würmien récent, comme nous l'avons vu dans les diagrammes U/Th à long terme.
  • Une première inflexion apparaît entre 21 et 19 ka, suivie d'un petit maximum de concrétionnement vers 18-20 ka (notamment en Ariège/SORRIAUX, 1982 ; à Castleguard/GASCOYNE et NELSON, 1983, p. 540). Dans la stratigraphie classique, on se situe dans le ou les deux petits réchauffements immédiats postérieurs au maximum de froid, les interstades Laugerie (19,5 ka) et Lascaux (16,6-18 ka) reconnus par exemple dans l'abri Fritsch (Creuse), par référence à ceux décrits dans le SW de la France (LEROI-GOURHAN, 1980). Ces petits interstades ne sont pas mis en évidence dans les remplissages palustres et les tourbières, comme à la Grande Pile (Hte.-Saone) et au marais des Echets au NE de Lyon (DE BEAULIEU, et al., 1980), alors que les dépôts d'abris ou grottes les enregistrent. Notons enfin que les formations alluviales, comme celles de la Bléone (Alpes de Haute Provence), ont aussi enregistré cette amélioration climatique par un épisode pédologique, du type sol brun forestier, daté par 14C vers 19-20 ka BP et que JORDA et DELIBRIAS (1981) nomment "interstade néowürmien de la Bléone”.
  • La dernière récurrence froide du Würmien récent (ou Würm IV), postérieure à 17-18 ka, est peu visible sur le diagramme des âges U/Th ; elle se termine avec le Dry as I vers 14-15 ka, phase pendant laquelle les glaciers n'occupent plus que les hautes vallées et les cirques.
  • La seconde inflexion de réchauffement, beaucoup plus nette que celle de 21 ka, apparaît vers 14 ka, avec un pic de concrétionnement à 13-14 ka. Ce premier grand réchauffement tardiglaciaire, connu sous le nom de Bölling, est souligné par plusieurs concrétions des Alpes-Pyrénées car plusieurs âges U/Th du Tardiglaciaire débutent vers 13,6 ka en Ariège (SORRIAUX, 1982, p. 195) et vers 12,3 ka en Hte.-Savoie. L'augmentation du concrétionnement entre 14 et 13 ka est également marquée dans les karsts tempérés de basse et moyenne montagne de Grande Bretagne, des USA, de RFA (GASCOYNE et FORD, 1984 ; HENNIG et al., 1983). Le début du Bölling est placé vers 13,3 ka dans les Alpes (DE BEAULIEU, 1984, p. 569).
  • Un creux relatif dans le diagramme des âges est visible entre 13 et 12 ka ; il pourrait correspondre au refroidissement mineur du Dry as II, souvent placé vers 12,5 ka, mais qui est contesté par divers auteurs.
  • Le maximum de concrétionnement de 11-12 ka est incontestable sur le diagramme des âges U/Th : il s'agit de l'interstade de réchauffement de l'Alleröd, situé généralement entre 11,8 et 10,7 ka dans le SE de la France, et qui apparaît dans la plupart des diagrammes polliniques (Grande Pile, Marais des Echets).
  • Le minimum relatif de 10-11 ka, évident sur l'histogramme des âges U/Th, correspond au Dryas III ou récent, le dernier refroidissement majeur du Tardiglaciaire le mieux reconnu en palynologie, comme à la Grande Pile, et que l'on situe dans le SE de la France entre 10,7 et 10,2 ka (DE BEAULIEU, 1984, p. 569). Le Dryas récent se reconnaît aussi dans les abris sous roche, en contexte très gélif, à l'instar de l'abri Gay dans le Jura méridional (basse vallée de l'Ain) où les pollens de la matrice fine révèlent une forte réduction du couvert forestier et le développement des plantes steppiques (LOEBELL, 1980, p. 151).

324En résumé, on observe une bonne correspondance entre la distribution des âges U/Th des concrétions endokarstiques et la stratigraphie classique des domaines palustres et d'abris sous roche/entrées de grottes. Ce bon enregistrement des phases de réchauffement par les spéléothèmes est confirmé dans le milieu karstique de basse altitude du Jura méridional (grotte des Romains, SE de Belley-vallée du Rhône) où LOEBELL (1980) constate aussi que les phases tempérées du Tardiglaciaire "provoquaient la croissance rapide des concrétions". Si le réchauffement paraît lent entre 20 et 15 ka, les deux pics bien marqués de concrétionnement de 13-14 et de 11-12 ka s'accordent avec l'idée qu'on se fait de plus en plus du caractère brutal du retrait glaciaire au début et au milieu du Tardiglaciaire, avec des périodes de fusion glaciaire accélérée jouant un rôle prépondérant dans l'érosion et/ou la mise en place de remplissages hypogés dans les karsts d'altitude, phénomène qui a dû se reproduire pour chaque glaciation à son stade tardiglaciaire.

4. L'Holocène

325Le diagramme des âges U/Th montre plusieurs épisodes différenciés au sein du Postwürmien ou Holocène que l'on fait débuter à 10,2-10,3 ka dans les Alpes. On observe les phases suivantes (fig. 281) :

  • Après le creux du Dryas III, dernière poussée des glaciers du Tardiglaciaire, on remarque un maximum de concrétionnement à 9-10 ka qui correspond au début de l’Holocène, c'est-à-dire au Préboréal.
  • Le minimum marqué de concrétionnement vers 8-9 ka traduit le léger refroidissement du Boréal, situé habituellement dans la fourchette 7,5-9 ka.
  • Le maximum de 5-7 ka correspond à la phase Atlantique réputée pour son climat général doux et humide, d'où un concrétionnement abondant. Une pulsation froide et humide est connue dans le Velay vers 6,2-6,6 ka (DEBARD et MOSER, 1976, p. 90).
  • Le refroidissement du Subboréal est marqué par un minimum de concrétionnement à 4-5 ka.
  • Le maximum de 1 à 4 ka s'étale sur une partie du Subboréal et sur le Subatlantique, sans que Ton puisse faire la distinction entre les deux.

326Dans l'ensemble, on constate une assez bonne correspondance entre la distribution des âges U/Th et la stratigraphie classique de l’Holocène alpin établie sur 14C. Ceci est d'autant plus intéressant que le climat général de l’Holocène a été tempéré, danc favorable au concrétionnement endokarstique, avec des oscillations ne dépassant guère 1°C, d'où la difficulté à laquelle on pourrait s'attendre à faire apparaître les diverses pulsations.

B. PROBLEMES POSES PAR LA CHRONOLOGIE DU PLEISTOCENE MOYEN

1. La terminologie du Quaternaire moyen

327Le Quaternaire moyen débute arbitrairement vers 0,73 Ma, c'est-à-dire à la limite paléomagnétique Brunhes (+) / Matuyama (-), et se termine vers 127-139 ka avec la fin du Riss (échelles CARPOR-TUNESTUNE). Il se trouve que c'est vers 0,8 Ma que les différentes courbes isotopiques 18O/16O de la chronologie océanique présentent un net changement dans l'amplitude et la fréquence des variations de ẟ18O (abondance isotopique) (in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987). Le stade isotopique 22, de caractère froid, correspondrait à la première grande glaciation du Pléistocène moyen. C'est donc 8 à 9 glaciations principales qui se sont succédées de 0,8 Ma à aujourd'hui, sans compter de nombreux épisodes et interstades intermédiaires.

Figure 282 : Diagramme de synthèse de distribution des âges U/Th sur concrétions endokarstiques et travertins regroupant 942 datations (synthèse des diagrammes précédents).
Hormis le cycle du Pléistocène supérieur qui est bien mis en évidence, on constate la faible valeur interprétative du diagramme pour le Pléistocène moyen en partie à cause de l'augmentation de la fourchette statistique d'erreur des âges U/Th avec le temps. Le diagramme mieux ciblé concernant les karsts d’altitude des Alpes-Pyrénées et les karsts froids d'Amérique du Nord (fig. 284) est plus fiable car il intègre des régions froides où seuls les interglaciaires sont marqués par des concrétionnements contrairement aux régions tempérées et méditerranéennes de basse altitude qui ont connu des concrétionnements en toute période.

328C'est sans doute dans ce cadre du Quaternaire moyen que se place l'essentiel de la chronologie alpine traditionnelle, de même que les autres chronologies d'Europe et d'Amérique du Nord. On comprend pourquoi la terminologie actuelle pose des problèmes au fur et à mesure que l'on remonte dans le temps. Même à l'échelle de la France ou de l'Europe, les corrélations entre séquences lœssiques, terrasses fluviatiles, moraines, remplissages lacustres, dépôts endokarstiques, ne sont pas faciles en l'absence d'un calage chronologique précis ; et beaucoup de tableaux comparatifs proposés font rarement l'unanimité. Pour sortir de cette incertitude, il faudra encore des années ; mais la recherche actuelle va dans le bon sens en :

  • multipliant les datations radiométriques sur carbonates (spéléothèmes, travertins, terrasses marines, méthode U/Th), sur les coulées volcaniques et niveaux de téphra (méthode K/Ar, traces de fission, TL) ;
  • en mesurant le paléomagnétisme dans les sédiments détritiques, les concrétions,...
  • en mettant au point de nouveaux procédés de datations pour couvrir l'ensemble du Plio-Quaternaire, dont la thermoluminescence (TL) et la Résonance de Spin Electronique (RSE) qui posent encore des problèmes, en particulier sur la calcite, dès qu'il s'agit d'avancer des âges significatifs (POUPEAU et ROSSI, 1985) ; -en établissant des corrélations critiques avec la chronologie océanique à long terme, car elle a enregistré indubitablement les principales phases climatiques à l'échelle planétaire, et en se reportant à la datation U/Th des hauts niveaux marins.

2. Les limites de la méthode U/Th sur spéléothèmes à partir des diagrammes de fréquence des âges

329Plusieurs auteurs ont utilisés les diagrammes de fréquence des âges U/Th sur concrétions endokarstiques et travertins, et constaté leur signification variable, en fonction de séries statistiques plus ou moins représentatives, pour la gamme de temps 150-350 ka (HENNIG et al., 1983). Pourtant la méthode fait ses preuves pour le Pléistocène récent puisqu'une fluctuation climatique de 1°C commence à se traduire dans le diagramme de distribution des âges de l'Holocène (fig. 281) ; à plus forte raison, une différence de 4-5°C à 10°C ne peut échapper au "thermomètre enregistreur" que constituent les spéléothèmes.

330Au niveau des deux ou trois derniers cycles du Pléistocène moyen, les divers diagrammes de fréquence sont moins significatifs. En premier lieu, on observe une augmentation de la fourchette statistique d'erreur avec l'âge croissant des échantillons d'où la nécessité d'un nombre important de datations. En second lieu, une certaine carence en âges "anciens" (200-350 ka) pourrait s'expliquer par l'âge même des conduits karstiques dans lesquels sont prélevées les concrétions et par le hasard de l'échantillonnage. Prenons deux exemples :

  • les diagrammes des Alpes-Pyrénées (fig. 273 et 274) présentent peu d'âges antérieurs à 230-240 ka ;
  • le diagramme des hauts karsts d'Amérique du Nord montre au contraire un concrétionnement assez abondant pour les périodes antérieures à 270 ka (fig. 275).

331Comme l'ensemble des datations U/Th sur spéléothèmes et travertins des régions tempérées ou méditerranéennes de l'hémisphère nord ont une signification paléoclimatique similaire, nous avons collecté et regroupé dans un seul diagramme de synthèse 942 âges U/Th, dont 165 travertins, d'après plusieurs auteurs, afin de révéler les grandes tendances paléoclimatiques dans la deuxième moitié du Quaternaire moyen et de déterminer aussi les limites de la méthode (fig. 282). La diminution régulière de l'intensité de la courbe climatique avec l'augmentation des âges se vérifie comme pour la plupart des diagrammes régionaux, ce qui diminue la précision de l'interprétation pour la période antérieure à 150-200 ka. Pour pallier en partie ce défaut, il faut intégrer les dates U/Th dans l'étude de coupes de sédiments endokarstiques : c'est ce que nous verrons dans les chapitres XI et XII.

Figure 283 : Courbe isotopique standard de ẟ18O dans les carottes des fonds océaniques, avec numérotation des stades isotopiques (chiffres impairs pour les interglaciaires, chiffres pairs pour les glaciaires) (d'après PISIAS et al., 1984, in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987, p. 1022).
La courbe va jusqu'à 300 ka environ. L’interglaciaire numéroté 5 correspond au Riss/Würm de la terminologie alpine avec ses trois pics distincts.

3. Démarche adoptée : corrélations entre chronologie océanique, datations U/Th et chronologie continentale

332La première démarche consiste à comparer la chronologie U/Th sur concrétions à partir des diagrammes de fréquence et la chronologie continentale classique pour la période antérieure à 130 ka ; mais celle-ci n'est pas aisée car la chronostratigraphie des dépôts continentaux est multiple et incertaine pour le Quaternaire moyen.

333La deuxième démarche, la plus sûre, oblige à corréler la chronologie U/Th sur concrétions avec la chronostratigraphie isotopique 18O/16O des fonds océaniques, puis de replacer la chronologie continentale dans ce cadre plus précis. Plusieurs arguments plaident en faveur de cette seconde démarche :

  • La validité des courbes isotopiques de l'oxygène à l'échelle mondiale a été démontrée : toutes présentent la même succession de cycles, avec simplement des différences régionales dans l'intensité de ẟ18O (fig. 283) (PISIAS et al., 1984, in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987, p. 1022).
  • Les mesures de l'oxygène dans les sédiments planctoniques (G. Sacculifera) et benthiques évoluent dans le même sens, comme le montre la courbe comparative de SHACKLETON et OPDYKE (1972, p. 44), pour le cycle du Pléistocène récent, à partir de la carotte V28-238 du Pacifique.
  • Les stades isotopiques impairs, représentant les grandes phases de réchauffement (interglaciaires), sont en relation avec la datation U/Th des hauts niveaux marins (ex : La Barbade : SHACKLETON et MATTHEWS, 1977).
  • Pour le Pléistocène récent, les corrélations générales sont bonnes entre la chronologie U/Th sur spéléothèmes, la stratigraphie continentale et la chronologie océanique.

334 Problème posé par le calage chronologique des carottes océaniques

335Actuellement, plusieurs échelles de temps, proposés par divers auteurs, donnent un âge des limites des stades isotopiques océaniques. L'échelle "TUNE UP" se fonde sur des estimations astronomiques (HAYS, IMBRIES et SHACKLETON, 1976 ; BERGER, 1980). KUKLA (1977) et d'autres se corrèlent sur la datation U/Th des niveaux marins (sur coraux, coquillages). Enfin, les âges calculés se fondent sur les taux de sédimentation, et la méthode du 230Th dans les vases océaniques, en se calant sur l'inversion paléomagnétique de 730 ka.

336Tout cela aboutit à des échelles chiffrés qui ne correspondent pas toujours bien entre elles et surtout qui se corrèlent plus ou moins bien (parfois mal) avec les résultats U/Th obtenus dans les séquences de remplissages de l'endokarst. En effet, alors que pour le premier cycle climatique (le plus proche, donc le plus connu) les correspondances sont bonnes, un décalage net de plusieurs dizaines de ka s'instaure à partir du second cycle (stades isotopiques 6 et 7).

337 Tableau comparatif entre la chronologie océanique et la chronologie continentale de remplissages karstique des Alpes, des Pyrénées et des Rocheuses

338Le diagramme le plus significatif est celui qui regroupe les âges U/Th des karsts d'altitude (Alpes-Pyrénées et Amérique du Nord), avec 108 dates pour la période comprise entre 130 et plus de 350 ka (fig. 284). En revanche, le diagramme de synthèse concrétions-travertins de l'hémisphère nord, regroupant 442 dates pour la même gamme de temps, est peu significatif dans l'intervalle 230-320 ka (fig. 282).

339Un tableau synoptique a été construit dans lequel les correspondances sont établies entre les cycles et stades isotopiques océaniques d'une part et cycles glaciaires-interglaciaires d'autre part (annexe, tableau 54). Comme la terminologie de la chronologie continentale, à l'échelle planétaire, est encore inexistante, chaque phase climatique majeure correspondant à un stade isotopique océanique numéroté a été nommée par commodité :

  • par une lettre majuscule pour les glaciaires (A = Würm, B = Riss récent,...) ;
  • par l'association de deux lettres pour les interglaciaires (B/A = Riss-Würm,...).

340Signalons que la numérotation Gl1, G12,... et I gl1, I g12,... utilisée par SIBRAWA et BILLARD (1985, in BILLARD, 1987, p. 124-127) ne met pas en correspondance numérique stades isotopiques océaniques et stades continentaux.

C. CHRONOLOGIE DES TROIS DERNIERS CYCLES DU QUATERNAIRE MOYEN (130-420 ka) ET COMPARAISON AVEC LA CHRONOLOGIE OCEANIQUE

341Les datations U/Th sur les concrétions endokarstiques d'altitude, de même que les séquences de dépôts fluvioglaciaires souterrains calés par U/Th permettent de situer approximativement les différents cycles glaciaires-interglaciaires jusqu'à 400 ka environ. Ce calage radiométrique permet de proposer un cadre chronologique chiffré pour la seconde moitié du Quaternaire moyen, qui devra être affiné ultérieurement par de nouvelles analyses U/Th en relation avec des remplissages fluvioglaciaires et les calages volcaniques (K/Ar, TL, traces de fission, téphrochronologie). Les âges utilisés pour la chronologie océanique proviennent de plusieurs échelles de temps (CARPOR, TUNE, STUNE) et de carottes de la marge ouest-africaine (SARNTHEIN et al., 1982 ; in POMEL, 1989).

1. Le cycle continental B (stades isotopiques 6 et 7)

342 Chronologie U/Th : immédiatement antérieur au Riss-Würm (Eemien), ce cycle dure de 130-140 à 220-230 ka environ d'après le diagramme U/Th (fig. 284). Pour d'autres diagrammes, il irait jusqu'à 250-260 ka (fig. 276, 277, 279).

343 Chronologie océanique : Il débute entre 127 et 139 ka (limite 5/6) et va jusqu'à 244-277 ka (mite 7/8). La transition 6-7 est estimée entre 184 et 209 ka. Pour les carottes de la marge ouest-africaine, le stade 7b (partie inférieure) a un âge K/Ar de 250 ka.

344 Interprétation : on constate que la correspondance est bonne pour le début du cycle ; par contre, on observe un décalage de plusieurs dizaines de ka pour la fin de celui-ci, du moins pour le diagramme des hauts karsts (fig. 284). Plusieurs explications sont possibles : les données sont encore insuffisantes dans l'endokarst, mais il faut aussi tenir compte du facteur régional (la haute montagne enregistre beaucoup mieux les ruptures climatiques). Par ailleurs, les âges proposés pour la chronologie océanique ont encore besoin d'être affiné

Figure 284 : Chronologie du Pléistocène moyen entre 130 et 350-400 ka à partir du diagramme de distribution des âges U/Th sur concrétions endokarstiques des hauts karsts des Alpes-Pyrénées et des karsts froids d'Amérique du Nord (total de 108 dates, synthèse des fig. 18 et 20).
On observe un interglaciaire bien mis en évidence entre 170 et 220 ka (interglaciaire C/B ou stade 7) et un autre entre 270 et 320 ka environ (interglaciaire D/C ou stade 9. L'interglaciaire E/D ou stade 11 pourrait se situer entre 360-370 et 400-420 ka (42 dates de plus de 350 ka, dont une partie se situe entre 360 et 400 ka). La terminologie alpine utilisée étant susceptible de modifications, on emploie en parallèle une numérotation continentale (glaciaires B, C, D,... ; interglaciaires C/B, D/C, E/D,...) et océanique (stades isotopiques de l'oxygène) (cf. tableau 54).

345D'après la chronologie alpine, le stade isotopique 6 correspond au Riss. La tripartition en Riss I, 11 et III, avec de longs interstades marqués par des pédogenèses, a été longtemps soutenue, en se référant notamment à la séquence lœssique de St. Pierre-les-Elbœuf en Normandie caractérisée par des paléosols intermédiaires : Elbœuf I à IV (BOURDIER et LAUTRIDOU, 1974, p. 262 ; LAUTRIDOU, 1984). Sur le piémont rhodanien de la région lyonnaise, MANDIER (1984 : thèse et 1984 : BRGM, p. 551) a montré qu'il existait deux glaciations distinctes, un Riss ancien et un Riss récent, séparées par des altérités épaisses de 3,5 m, peu rubéfiées, suggérant l'existence d'un véritable interglaciaire. Le Riss ancien serait la plus forte glaciation reconnue dans les Alpes françaises puisque le front glaciaire parvient jusqu'à l'emplacement de Lyon ; il formerait à lui-seul une glaciation équivalente en durée à celle de l'ensemble du Würm.

346Cependant, les hypothèses d'un "Riss court" (2 épisodes froids rapprochés) et d'un "Riss long" (2 grandes glaciations) ne sont pas vérifiées par un calage radiométrique des moraines et des terrasses fluvio-glaciaires. Du point de vue terminologique, nous optons provisoirement pour un "Riss long" avec :

  • le glaciaire B, de 130 à 170 ka (stade isotopique 6), correspondant au Riss récent ; dans la chronologie océanique, il est daté entre 127-139 et 184-209 ka ;
  • l'interglaciaire C/B, de 170 à 220-230 ka (stade isotopique 7), correspondant au Riss ancien-Riss récent. Dans la chronologie océanique, il est daté entre 184-209 et 244-277 ka. Ce stade est bien calé par plusieurs stalagmites du réseau de la Pierre St.-Martin (chap. XII).

347L'importance de cet interglaciaire (C/B ou stade 7), d'une durée de 50 à 60 ka, équivalente à celle du Riss-Würm, explique par exemple l'ampleur des pédogenèses connues entre les dépôts glaciaires du Riss récent et du Riss ancien dans le secteur lyonnais. Sur le diagramme U/Th des hauts karsts (fig. 284), on observe trois pics à 170-180, 190-200 et 210-220 ka. Ces résultats confirment ceux obtenus dans les Rocheuses canadiennes où une importante phase de concrétionnement est datée entre 185 et 235 ka (HARMON, FORD et SCHWARCZ (1977).

2. Le cycle continental C (ou cycle océanique 8 et 9)

348 Chronologie U/Th : le cycle est localisé entre 220-230 et 320 ka (fig. 284). Le glaciaire C, entre 220-230 et 270 ka, est attribué au Riss ancien ; il est fortement marqué sur le diagramme de synthèse des karsts d'altitude (fig. 284). De nombreux dépôts fluvio-glaciaires endokarsiques, plus abondants que ceux du glaciaire B (ou Riss récent), sont scellés par des concrétions datées par U/Th :

349– soit de l'interglaciaire C/B (Riss ancien-Riss récent), par exemple au :

  • gouffre Karen (Platé/Hte.-Savoie) : calage sommital à 179-198 ka ;
  • gouffre Jean-Bernard (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie) : calage sommital à 174-186 ka ;
  • réseau de la Dent de Crolles (Chartreuse/Isère) : calage sommital à 177 ka ;
  • réseau de la Pierre St. Martin (Pyr.-Atl.) : calage sommital à 211-222 ka (chap. XII) ;

350– soit peut-être d'un interstade du Ris s ancien, par exemple au scialet du Clos de la Fure (Vercors, Isère) : calage sommital à 255 ka (DELANNOY et al., 1986). L’exemple le plus remarquable est l'Ensemble Principal varvé de la galerie Aranzadi, dans le gouffre de la Pierre St.-Martin, puisqu'on a pu caler ce dépôt d'origine glaciaire entre 220-230 et 300 ka environ (cf. chap. XII).

351L'interglaciaire D/C est sans doute une longue phase de réchauffement si l'on en juge sa durée (270-320 ka) sur le diagramme des hauts karsts (fig. 284). Cette phase est nettement mise en évidence dans les Rocheuses canadiennes (HARMON et al., 1977). Elle est également présente dans les karsts d'Angleterre (ROWE, ATKINSON et JENKINSON, 1989, p. 13).

352 Chronologie océanique : selon les échelles de temps, le stade 8 (glaciaire) est placé entre 244-277 et 269-312 et le stade 9 (interglaciaire) entre 269-312 et 332-374.

353 Interprétation : les arguments endokarstiques plaident pour un Riss ancien plus actif que le Riss récent et se situant dans la gamme de temps 220-270 ka. Au Canada, dans les Territoires du NW (Nahanni), SCHROEDER (1979, p. 245) a également mis en évidence cette même glaciation qu'il dénomme "glaciation du Death Canyon" entre 215 et 265 ka environ.

354L'interglaciaire (stade 9) semble correspondre au Mindel-Riss alpin réputé par la puissance de ses altérations à "ferreto" (sols rouges épais) sur les hautes terrasses du Rhône moyen (BORNAND, 1978) comme sur l'ensemble des piémonts alpins (GABERT, 1962 et CHARDON, 1972 pour l'Italie du Nord, JULIAN, 1980 pour les Alpes-Maritimes).

355Il est vrai que ce Mindel-Riss n'est pas toujours celui auquel on pense, selon les auteurs. Dans la chronologie d'Europe centrale citée par STREMME (1985), les glaciaires du Warthien (ou Ederien) et du Saalien correspondraient successivement au Riss récent et au Riss ancien, tandis que l’Holsteinien est placé au-delà de 350 ka par datation de travertins et de coquilles de mollusques (méthodes U/Th et RSE) et le précédent, appelé Treenien, est situé vers 200 ka. Cette chronologie suppose un grand interglaciaire intermédiaire, qu'il ne nomme pas, mais fait correspondre au niveau pédologique d'Elbœuf III de la série lœssique de Normandie (LAUTRIDOU, 1984).

3. Le cycle continental D (cycle océanique 10 et 11)

356 Chronologie U/Th : ce cycle est le dernier que Ton puisse déterminer par la datation U/Th des concrétions, en relation avec les remplissages fluvio-glaciaires hypogés. Il débuterait vers 320 ka pour se terminer au-delà de 400 ka.

  • Le glaciaire D (stade océanique 10), de 320 à 360 ka, a été bien localisé dans plusieurs réseaux karstiques d'altitude. En Ariège, dans le réseau de Niaux-Lombrives-Sabart, des remplissages du même type sont scellés par des concrétions datées entre 270 et 290 ka et attribuées au Mindel-Riss par SORRIAUX (1982). Ce glaciaire D apparaît clairement sur les diagrammes de fréquence U/Th (fig. 282 et 284).
  • Le grand interglaciaire E/D doit se placer entre 360 et 420 ka ;

357 Chronologie océanique : le stade 10 est datée entre 332-374 ka et 369-410 ka et le stade 11 entre 369-410 et 409-444 ka.

358 Interprétation : on constate toujours un certain décalage entre les deux chronologies. On peut admettre que le glaciaire D (stade 10), assez bien localisé par U/Th, correspond à tout ou partie du Mindel. La bipartition en deux glaciations mindéliennes a été reconnue avec la coupe référence du Bas Dauphiné : terrasses supérieures de Tourdan et terrasses inférieures de Grange Neuve et d'Anneyron (Valloire) ; comme l'altération rouge est beaucoup plus épaisse sur la terrasse de Tourdan, on suppose qu'un long interglaciaire les sépare (BOURDIER et LAUTRIDOU, 1974, p. 261).

359Nous optons donc ici pour un Mindel récent (glaciaire D-stade 10) et un Mindel ancien (glaciaire E-stade 12), contrairement à la terminologie d'Europe centrale qui ne voit qu'une seule glaciation de l’Elsterien ; mais encore faut-il que Ton parle des mêmes glaciaires puisque STREMME (1985) situe l’Elsterien bien au-delà de 350 ka.

360Le grand interglaciaire (E/D ou stade 11) est contemporain des éruptions ponceuses du Sancy (0,4 Ma, K/Ar) et certaines phases anciennes de la caldeira du Teide. Dans les carottes de la Méditerranée, il est contemporain de l'éruption de la caldera de Raccomonfina à un peu plus de 0,4 Ma (K/Ar). Par téphrochronologie, on doit donc pouvoir recouper les méthodes. Certaines retombées ponceuses enregistrées dans les remplissages de la baume de l'Arago ou des spéléothèmes de la Pierre St.-Martin sont corrélables aux éruptions de 0,4 Ma (K/Ar) du Sancy, mais d'autres sont plus anciennes (phases 0,7-0,8 Ma-K/Ar) (travaux en cours : QUINIF-POMEL-MAIRE).

361Cet interglaciaire ne fait aucun doute en raison de l'abondance des concrétionnements antérieurs à 350 ka (fig. 275 et 284), une partie étant attribuée à la phase de 360-420 ka alors que d'autres sont encore plus anciens. Il est confirmé par les paléosols décrits sur les terrasses mindéliennes du Bas Dauphiné ou de la Somme (BOURDIER et LAUTRIDOU, 1974).

Tableau 54 : Chronologie des phases glaciaires et interglaciaires du Pléistocène moyen-supérieur reconnues principalement dans les réseaux karstiques des Alpes et des Pyrénées (datations U/Th sur calcite et dépôts fluvioglaciaires associés). On met en parallèle la chronologie océanique avec la chronologie continentale. Pour la terminologie alpine (termes incertains avant le Riss/Würm), on met aussi en parallèle une numérotation : A, B, C,... pour les glaciaires ; B/A, C/B, D/C,... pour les interglaciaires.
NB : dans la deuxième colonne de gauche (cycles isotopiques), le calage partiel est dû à MORLEY et HAYS, 1981 (in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987).
Dans la colonne des âges U/Th, les fourchettes chronologiques sont relativement fiables jusqu’à 220-230 ka et approximatives entre 230 et 360-420 ka ; elles sont calculées ainsi :
(a) Synthèse Alpes-Pyrénées(QUINIF-MAIRE).
(b) Synthèse Alpes-Pyrénées (QUINIF-MAIRE) et travertins d'Europe centrale (cf.fig.279).
(c) Synthèse karsts froids d'Amérique du Nord (fig.277).
(d) Synthèse Pierre St.-Martin (QUINIF-MAIRE).

D. CHRONOLOGIE SUCCINTE DE LA PREMIERE PARTIE DU QUATERNAIRE MOYEN (420 A 700-730 ka) (tableau 54)

362L'étude des courbes isotopiques de l'oxygène des carottes océaniques et des associations de foraminifères ont permis de mettre en évidence une péjoration du climat (augmentation de ẟ18O), par palier, à 1,8, 0,8 et 0,45 Ma. On a vu que la date de 0,8 Ma environ correspond à un changement dans le mode de variabilité climatique. La date de 0,45 Ma marque un autre seuil entre la première partie du Quaternaire moyen caractérisée par des glaciations d'extension assez réduite et une seconde partie marquée par des glaciations développées. Dans l'hémisphère nord, ce changement climatique est confirmé par une migration des eaux polaires marines (front polaire) jusqu'à 43° de lat. N au cours des dernières glaciations du Quaternaire moyen et du Würm, en étudiant les variations de pourcentage d'espèces de foraminifères, en particulier Globigerina pachyderma (VERGNAUD-GRAZZINI, 1984).

363Encore mal connue, cette première partie du Pléistocène moyen (0,42-0,45 à 0,8 Ma) a été parfois désignée, dans la chronologie continentale, sous l'expression "d'ensemble cromérien", reprenant le terme de l'échelle stratigraphique du Quaternaire des Pays-Bas crée en 1956 par ZAGWIJN et ZONNEVELD. Par la palynologie, ZAGWIJN (1974) indiquait déjà l'existence de plusieurs interglaciaires précédant le glaciaire Elsterien, donc avant 400 ka. De même, l'étude palynologique de la grande séquence lacustre de Philippi, en Macédoine orientale (Grèce), présente de l'Holocène au début du Quaternaire moyen une succession de phases forestières et steppiques (VAN DER HAMMEN et al., 1971 ; in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987, p. 1167), qu'il paraît difficile de faire correspondre avec précision avec la chronologie U/Th et la chronologie océanique en l'absence d'un calage radiométrique. Cependant, le diagramme pollinique est bien corrélé dans sa première partie, de l'Holocène au Riss récent (stades océaniques 1 à 6).

1. Le cycle continental E (stades océaniques 12 et 13)

364La glaciation antérieure à 420 ka (glaciaire E), que l'on attribue au Mindel ancien, est prouvée dans plusieurs réseaux souterrains de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Alt.) où des sédiments fluvioglaciaires sont scellés par des concrétions de l’interglaciaire E/D (Mindel ancien-Mindel récent, stade 11), par exemple dans le gouffre AN8 : remplissage varvé recouvert par une stalagmite datée de 366 ka (ANSI, 230TH/234U = 0,966) et par un plancher plus ancien (ANS2, 230TH/234U = 1,021, donc à l'équilibre).

365En Ariège, dans le réseau de Niaux-Lombrives-Sabart, SORRIAUX (1982) distingue un complexe argileux scellé par des concrétions anciennes, antérieures à 350-400 ka. Dans la Nahanni (Canada), SCHROEDER (1979, p. 245) localise aussi la "glaciation du Premier Canyon" avant 410-420 ka, avec un interglaciaire apparemment bien individualisé par l'abondance des concrétions attribuées à la période 350-410 ka environ.

366Ce glaciaire E a dû être très froid car il est bien enregistré sur les courbes océaniques de ẟ18O (stade 12, estimé entre 409-444 ka et 475-510 ka dans des carottes océaniques). L'interglaciaire F/E (stade 13) n'a pas été identifié, à notre connaissance, dans les réseaux karstiques.

2. Les cycles continentaux F, G et H entre 500 ( ?) et 700-730 ka (cycles océaniques 14/15,16/17 et 18/19) (tableau 54)

367Nous n'insisterons pas sur ces cycles du Pléistocène moyen qui ne sont pratiquement pas connus dans les réseaux karstiques.

E. ELEMENTS SUR LE PLEISTOCENE INFERIEUR

368Localisé entre 1,87 et 0,73 Ma (transition des stades 19/20 entre 720 et 744 ka dans les carottes africaines), le Pléistocène inférieur n'est pas totalement inconnu dans l'endokarst au niveau des concrétionnements. Dans les karsts d'altitude, des concrétions très érodées ont été datées à plus de 0,7 Ma par paléomagnétisme dans la grotte de Castleguard, au Canada, par LATHAM (1982 ; in GASCOYNE et al., 1983). D'autres spéléothèmes ont été également datés approximativement par cette méthode dans des cavités des Pennines méridionales, en Grande Bretagne, par ROWE (1987).

369En France, des dépôts de grottes ont été considérés du Pléistocène inférieur à partir de l'analyse des faunes de sédiments détritiques souvent scellés par des concrétionnements de calcite. C'est le cas du remplissage de l'aven colmaté des Valerots, à Nuits-Saint-Georges en Côte d'Or, dont la séquence interconcrétionnée présente deux phases climatiques périglaciaires que CHALINE (1976) attribue à deux stades froids du Ménapien (fin du complexe Briellien, vers 0,8-0,9 Ma) par détermination des micromammifères.

370A la fin du Quaternaire ancien, le palier marqué de 0,8 Ma qui voit un refroidissement et un allongement des phases glaciaires a dû se traduire, dans l'hémisphère nord, par la formation d'une calotte arctique permanente, en particulier sur le Groenland (WILLIAMS et al., 1981 ; in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987, p. 1163). Cette hypothèse est confirmée par les travaux des Danois (FUNDER et al., 1985) sur les dépôts marins, à macrorestes animaux et végétaux, du Nord Groenland (Terre de Peary), où des faunes tempérées sont datées du Pléistocène inférieur par paléomagnétisme. De plus, des échantillons de planchers stalagmitiques, ramenés par LOUBIERE (1987) des grottes de la zone du lac Centrum (NE Groenland), sont aussi du Quaternaire ancien si on en juge les premiers tests RSE et la présence d'un microchampignon typique d'un climat tempéré. Ces divers indices indiqueraient que le Groenland était libre de glace au début du Pléistocène, ce qui n'était pas le cas en Antarctique.

CONCLUSION GENERALE

371Les concrétionnements des karsts de montagne, en particulier dans les régions qui ont connu l'influence directe des glaciations, sont des marqueurs climatiques incontestables liés à la dissolution et à la précipitation du calcaire, donc au CO2 (rôle capital de la couverture pédologique et végétale). Pour s'en convaincre, il suffit de visiter les cavités des karsts actuels du domaine nival et glaciaire qui ne connaissent pratiquement aucun concrétionnement fonctionnel.

372L'étude micromorphologique des spéléothèmes permet d'analyser les conditions environnementales qui ont présidé à leur formation (morphologies cristallines, séquences de précipitation, contaminations, niveaux de corrosion, degré d'altération...). Le cas particulier des massifs stalagmitiques mis à jour par l'érosion dans les karsts de haute montagne (dans des conditions où ils ne peuvent plus se former) est intéressant car on est en présence de formations chimiques anciennes, souvent préquaternaires, qui permettront dans le futur de mieux caler l'évolution morphotectonique et morphopédologique régionale.

373La datation isotopique U/Th des spéléothèmes permet de préciser la chronologie continentale des derniers cycles climatiques entre 350-400 ka et l'Actuel. Ainsi, on peut caler des dépôts fluvioglaciaires hypogés et par conséquent des phases glaciaires dont on ne retrouve aucun indice en surface (chap. XII). Dans le futur, il faudra étudier avec plus d'attention les coupes sédimentaires souterraines et croiser les méthodes. En effet, certains décalages avec la chronologie océanique (qui ne doit pas être prise au pied de la lettre) montrent que la chronologie continentale fondée sur la datation U/Th des spéléothèmes est riche d'enseignement. D'ailleurs, la chronologie océanique elle-même se fonde en partie sur les corrélations avec la datation U/Th des terrasses marines. Dans ce cas, la concordance hauts niveaux marins et phases de concrétionnement endokarstique est meilleure, comme l'illustre la courbe des variations du niveau de l'Océan Mondial (calé par radiométrie) au cours des 500 000 dernières années (cf. LALOU, REYSS et BOICHARD, 1988).

Annexes

Annexe

Tableaux 55 à 66

Tableaux 55 à 66

Tableau 55 : Caractères physiques et minéralogiques de douze échantillons de concrétions souterraines du massif de Platé/Ht.-Giffre (Hte.-Savoie, Fr.) d'âge Riss-Würm ou antérieur (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).
A2/C : stalactite érodée (gouffre TV1, rivière du L, – 400 m).
A3/C : coulée érodée (gouffre TV1, galerie Bubon, – 450 m).
A5/C : stalagmite érodée (gouffre TV1, galerie N, – 450 m).
A6/C : stalagmite orangée (gouffre TV1, passage Longuet, – 360 m).
A7/C : plancher (gouffre TV1, collecteur amont, – 300 m).
A8/C : stalagmite érodée (gouffre TV1, galerie Bubon, – 450 m).
A9/C : stalactite érodée (gouffre Petite Marielle, – 100 m).
A10/C : coulée érodée (gouffre Petite Marielle, – 300 m).
A12/C : coulée érodée (gouffre Petit Lynx, – 30 m).
A13/C : stalagmite érodée (gouffre Karen, réseau Titus, – 250 m).
A14/C : coulée érodée (gouffre TP2-Platé, – 35 m).
A15/C : coulée érodée (gouffre jean-Bernard, – 600 m).

Tableau 56 : Caractères physiques et minéralogiques de sept échantillons de concrétions souterraines du massif de la Pierre St.-Martin/Larra (Pyr.-Atl. et Navarre) (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).
PLP2/C : stalagmite (gouffre Lonné Peyret, – 500 m).
PSM2/C : stalagmite (PSM, galerie Aranzadi).
PSM3/C : stalactite (PSM, salle Chevalier).
PBU2/C : plancher sur bloc (gouffre BU56, – 1100 m).
PBU3/C : coulée érodée (gouffre BU56, – 550 m).
PBU6/C : stalagmite (gouffre BU56, – 700 m).
PBU7/C : stalactite érodée sur bloc (gouffre BU56, – 600 m).

Tableau 57 : Caractères physiques et minéralogiques de concrétions calcitiques compactes mises à jour par l'érosion sur plusieurs hauts karsts méditerranéens, (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).
Yt1/C : coulée stalagmitique rougeâtre (Triglav, alt. 2300 m, Slovénie-Yougoslavie).
C1/C : filon de calcite rougeâtre (Levka Ori, alt. 1800 m, Crète).
C6/C : coulée blanche (Levka Ori-Pachnès, alt. 2300 m, Crète).
CI1/C : stalagmite (poljé du Nida-Mt. Ida, alt. 1450 m, Crète).
CI3/C : stalactite (Axi Kefala-Mt. Ida, ait. 1500 m, Crète).
M1/C : plancher stalagmitique rougeâtre (Djebel Ghat-Ht. Atlas, alt. 3100 m, Maroc) (prélèvement C. RIGALDIE).

Tableau 58 : Caractères physiques et minéralogiques de concrétionnements endokarstiques altérés prélevés en profondeur ou à la surface du karst, (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).
PSM1/C : coulée pariétale ancienne très altérée (réseau de la Pierre St.-Martin, galerie Aranzadi/Pyr.-Atl.). PBU4/C : coulée stalagmitique mise à jour par l'érosion (entrée de puits, ait. 1850 m, Sierra de Boduguia/Navarre-Espagne).
PBU8/C : coulée stalagmitique (puits d'entrée du BU153, alt. 2180 m, Sierra de Boduguia/Navarre-Espagne).
TR1/C : fragment de plancher stalagmitique rougeâtre mis à jour par l'érosion (Anamas Dag, alt. 1750 m, Taurus occid./Turquie).

Tableau 59 : Taux d'allongement annuel des concrétions endokarstiques pour la période actuelle et subactuelle en Europe et aux USA (karsts de basse et moyenne montagne) (mesures directes avec quelques données comparatives en tunnels et en laboratoire)
(1) Biblio. in HILL et FORTI, 1986.
(2) Biblio. in JENNINGS, 1985.
(3) Biblio. in BÖGLI, 1980.

Tableau 60 : Calcul de la vitesse de croissance de stalagmites prélevées dans des karsts d'altitude à partir de datations U/Th (analyses U/Th : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons, Belgique).
NB : Il s'agit d'une vitesse de croissance calculée à partir d'une genèse en continu (absence de hiatus).

Tableau 62 : Vitesse de croissance de stalagmites appartenant à des karsts de basse et moyenne montagne de la zone tempérée à partir de datations U/Th.
NB : la vitesse de croissance est calculée avec des concrétions présentant une genèse continue (sans hiatus notable).

Tableau 62 : Exemples de vitesse de croissance de stalagmites de karsts tropicaux et subtropicaux à partir de datations U/Th. Dans l'ensemble, on observe des vitesses de croissance plus élevées que dans les montagnes de la zone tempérée.
NB : la vitesse de croissance est calculée avec des concrétions présentant une genèse continue (sans hiatus notable).

Tableau 63 : Types et mode de transport des contaminations minérales et organiques rencontrées dans les concrétionnements endokarstiques de montagne.

Tableau 64 : Situation des types de contaminations dans la calcite des concrétions endokarstiques de montagne.

Echantillons

Uranium (U) (ppm)

Radium (Ra) (ppm)

Thorium (Th) (ppm)

K20 (ppm)

Calcaire des Canyons (5 échantillons)

2,24

2,32

1,62

0,44

Schistes paléozoïques (7 échantillons)

7,73

8,88

9,54

3,71

Calcaire dévonien (1 échantillon)

1,70

1,90

0

0

Grès Culm (1 échantillon)

4,70

4,60

14,00

3,95

Tableau 65-66 : Concentration en U, Ra, Th et K2O dans différentes roches du réseau de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl.). On remarque que les schistes et le grès Culm du socle paléozoïque ont une teneur plus importante en uranium que les “calcaires des canyons" ou les calcaires du Dévonien, mais ces valeurs n'expliquent pas la forte concentration en uranium des concrétions d'Aranzadi. (d’ après QUINIF, 1987).

Table des illustrations

Légende Figure 256 : Etagement du concrétionnement holocène-actuel dans le réseau du BU56 (Pyrénées, Navarre-Espagne) se développant à cheval sous les étages alpin, subalpin et montagnard. On observe une augmentation progressive du concrétionnement à partir de l'étage subalpin (semi-forestier) ; celui-ci devient abondant lorsque la cavité se situe sous l’étage montagnard (forestier). 1. Tracé du réseau souterrain. 2. Flyschs maestrichtiens.3. Calcschistes campaniens. 4. "Calcaires des canyons" du Santonien. 5. Socle hercynien.
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Légende Figure 257 : Autre exemple d'étagement du concrétionnement holocène-actuel dans deux grands réseaux du Haut-Giffre (Alpes de Hte.-Savoie, Fr.) : les gouffres Mirolda et Jean-Bernard.– Dans le réseau Mirolda se développant dans la Montagne du Criou, on observe un étagement classique du concrétionnement, identique à celui du BU56 (fig. 1), bien que la partie située sous le karst forestier ne soit pas connue.– Dans le réseau Jean-Bernard, se développant de 2200 à 700 m d'altitude environ, on constate la quasi-absence du concrétionnement fonctionnel, aussi bien sous l'étage alpin que sous le recouvrement de l'écaille du Criou qui joue le rôle d'écran (absence d'infiltrations issues des étages semi-forestier et forestier).
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Légende Photo 185 : Dans le réseau du BU56, vers – 800 m, au sommet du canyon Roncal (Pyrénées, Navarre/Esp.). Le concrétionnement fonctionnel commence à se développer nettement à partir de – 800 m, lorsque le réseau se développe sous l'étage montagnard semi-forestier.
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Légende Photo 186 : Dans le réseau Jean-Bernard, dans la traversée B22-V6, au niveau des galeries "fossiles" situées après la base des puits (Ht.-Giffre, Hte.-Savoie, Fr.). Le concrétionnement stalagmitique est ancien et a été érodé ou détruit par les crues de fusion glaciaire au cours du Pléistocène moyen-supérieur. Les spéléothèmes postglaciaires sont rares et se limitent à quelques macaronis.
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Légende Photo 187 : Dans les karsts tropicaux humides, le concrétionnement souterrain se développe largement grâce à la couverture pédologique. Ici, Sierra de Los Orgaos à Cuba, dans le niveau 3 inactif du réseau de Majaguas-Cantera long de plus de 22 km. La coulée stalagmitique est contaminée par des hydroxydes (pollution pédologique).
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Légende Figure 258 : La zonation interne des concrétions.(A) Echantillon A9/C : exemple de stalactite érodée à-100 m dans le gouffre de la Petite Marielle(Platé/Hte.-Savoie, Fr.) : 1. Phase principale de croissance à grands cristaux. 2.Couronne en partie érodée.(B) Echantillon A2/C : exemple de stalactite érodée à – 400 m dans le réseau TV1 (Platé/Hte.-Savoie, Fr.) : 1, 2, 3. Phases de croissance se terminant par une bordure érodée.A noter les structures œillées ("birds eyes") en 3.(C) Echantillon PBU6/C : exemple de stalagmite légèrement érodée prélevée dans le réseau du BU56 (Pyrénées-Navarre, Espagne) : 1. Phase principale de croissance à grands cristaux. 2. Fine couronne externe peu érodée.
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Légende Photo 188 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PBU2/C : plancher stalagmitique prélevé à – 1100 m dans le réseau BU56 (Pyrénées, Navarre/Esp.) (Coupe transversale, le sommet du plancher est en haut). La calcite saccharoïde présente des niveaux bandés qui sont pollués par de nombreux microdébris (quartz, argile...). Cette contamination détritique est piégée dans des coins en "V" et en infiltrations dans les joints (cloisons) intercristallins.
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Légende Photo 189 : Microphoto de lame mince (en LP).Echantillon PLP2/C : stalagmite prélevée à – 500 m dans le réseau Lonné Peyret (Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). En bas, calcite columnaire. En haut, bordure finement bandée : contaminations de particules d'argile prises dans une micros-parite et débris piégés au contact de microcyclothèmes de calcite (cliché S. POMELR. MAIRE).
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Légende Photo 190 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon PSM2/C : stalagmite prélevée dans la galerie Aranzadi (réseau de la Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). En bas (en blanc), bordure supérieure des cristaux columnaires du cœur de la stalagmite. Au-dessus (en sombre), contamination pédologique sous forme de grains sphériques rouge-noir et de masses argileuses ; celle-ci est piégée au début de la bande fibro-radiée externe, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 191 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon C9/C : plancher prélevé dans la grotte-ponor Tzani, vers – 40 m (Levka Ori, Crète/Grèce). (Coupe transversale, le sommet est vers le haut). On observe de nombreuses bandes plus ou moins dilatées ou rétrécies de calcite fibro-radiée, soulignées par des siltanes et des argilanes imprégnés par une microsparite.
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Légende Photo 192 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon C9/C : même plancher que sur la photo 191. Les bandes de cristaux fibro-radiés sont séparés par des niveaux sombres de débris. (Coupe transversale, l'extérieur de la concrétion est vers le haut), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 193 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon C9/C : même plancher que sur les photos 191 et 192. Bande sombre microsparitique à microdébris d'origine pédologique (grains rouges de vieilles cuirasses au centre), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 194 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon A5/C : stalagmite prélevée vers – 450 m, galerie N, dans le réseau TV1 (Platé, Hte.-Savoie/Fr.). (Coupe transversale, la bordure externe se situe en haut). Il s'agit d'une calcite bandée (1), piégeant de fins débris, se terminant par un niveau de corrosion qui pénètre en golfe une calcite fibro-radiée finement laminée intérieurement (2). Dans les golfes de corrosion s'est développée une calcite gris-brun à faciès microstromatolithique (3).
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Légende Photo 195 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon A5/C : même prélèvement que photo 10. (Coupe transversale, l'extérieur est en haut). On discerne les aiguilles corrodés (en blanc) et le remplissage microstromatolithique dans les golfes de dissolution (en sombre), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Figure 259 : Echantillon A5/C. Lame mince d'une stalagmite du gouffre TV1 (Platé/Hte.-Savoie, Fr.) montrant en coupe transversale une surface de corrosion interne et externe (2 et 4) (photo 194).1. Bandes de calcite à cristaux radiés, soulignées par de légères contaminations.2. Bande de calcite à cristaux radiés affectée par une surface de corrosion très irrégulière (profonds golfes de dissolution).3. Remplissage de la surface de corrosion (2) par une cristallisation postérieure à bourgeons bactériens ( ?), de type "microstromatolithique" (succession de petites bandes ondulées).4. Surface externe de corrosion recoupant à la fois la calcite de la bande (2) et la calcite bourgeonnante (3).(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Photo 196 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon A7/C : plancher prélevé dans le réseau TV1, dans la collecteur amont, vers – 300 m (Platé, Hte.-Savoie/Fr.). (Coupe transversale, le sommet du plancher est vers le haut). Structure bandée et alternée avec surface de corrosion interne (3). Voir légende de la numérotation dans le texte (infra).
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Légende Photo 197 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon A7/C : même prélèvement que pour la photo 196 (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Extrémités de cristaux columnaires, avec petits cristaux prismatiques dans les coins intercristallins et piégeage de microdébris (quartz, grains rouges d'argile, verre volcanique...), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 198 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A7/C : même prélèvement que pour les photos 196 et 197 (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Au centre, bandes alternées de microsparite avec niveaux de micrites contaminées. En bas et en haut, calcite fibro-radiée. (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 199 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A9/C : stalactite prélevée vers – 100 m dans le gouffre de la petite Marielle (Platé, Hte.-Savoie/Fr.).Fibrilles de dissolution sur les parois d'une vacuole, au sein de la calcite columnaire (fig. 260) (coupe transversale), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 200 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon A9/C : mêmes fibrilles de dissolution que sur la photo 199. (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 201 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon PBU3/C : coulée stalagmitique prélevée vers – 550 m dans la galerie de Boduguia, réseau du BU56 (Pyrénées, Navarre/Esp.).(Coupe transversale par rapport aux cristaux columnaires qui apparaissent en section polygonale (b). Dans les vides intercristallins se développent une calcite en mosaïque très biréfringente (a), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 202 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon PBU6/C : stalagmite prélevée vers – 700 m dans le réseau BU56 (Pyrénées, Navarre/Esp.). Coins triangulaires intercristallins remplis par une calcite en mosaïque (microsparite engrenée) très biréfringente, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 203 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A6/C : stalagmite prélevé dans le passage Longuet, vers – 360 m, dans le réseau TV1 (Plate, Hte.-Savoie/Fr.). Plage de calcite en mosaïque (microsparite saccharoïde très biréfringente) au sein d'une calcite saccharoïde à gros cristaux due probablement à une recristallisation. (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 204 : Microphoto de lame mince (en LP). Echantillon A2IC : stalactite prélevée dans la galerie active du L, vers – 400 m, dans le réseau TV1 (Platé, Hte.-Savoie/Fr.).(Coupe transversale, le sens de croissance est vers le bas). Calcite en mosaïque (cristaux sparitiques) séparée par des niveaux de microdébris, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Figure 260 : Echantillon A9/C. Lame mince transversale dans tine stalactite prélevée dans le gouffre de la Petite Marielle (Platé/Hte.-Savoie, Fr.) montrant deux types de cristallisation, des pores de dissolution et une surface de corrosion externe.1. Canal central.2. Calcite en mosaïque (cristaux sparitiques engrenés) très biréfringente.3. Cristaux columnaires et grande sparite (genèse rapide).4. Pores de dissolution (fibriles de corrosion sur les parois) (photos 199 et 200).5. Bande externe n'interrompant pas les cristaux columnaires.6. Contamination détritique faible (quartz, grains de calcaire, feldspath, microgrès).7. Surface de corrosion externe.(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Photo 205 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon A9/C : même échantillon que sur la photo 199. Coupe transversale montrant (fig. 260) : un canal central vide, une couronne de cristaux en mosaïque, une calcite columnaire se poursuivant jusqu'à la bordure externe.
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Légende Photo 206 : Sierra de Los Organos à Cuba. Concrétionnements vermoulus (dégradation biochimique par les bactéries) dans un niveau étagé du réseau de Majaguas-Cantera (zone de San Carlos).
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Légende Figure 261 : Exemple de site endokarstique avec concrétions poreuses, très dégradées, dans le gouffre du Pas des Basques (alt. 1615 m, Pierre St.-Martin ; Pyr.-Atl. et Navarre), ancien réseau en grande partie déconnecté du système karstique actif, (d'après une topographie de M. DOUAT, M.-C. DOUAT, B. NURISSO, P. VIROLLAUD, complétée pour les remplissages).
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Légende Figure 262 : Echantillon PSM1/C. Lame mince transversale dans une coulée pariétale très altérée, prélevée dans la galerie Aranzadi du réseau aval de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl., Fr.) (la partie externe de la coulée se situe à gauche). De droite à gauche, on observe plusieurs horizons de calcite, tous très corrodés dans leur masse, d'où le nombre important de pores de dissolution dont la taille va de quelques mm (1) à quelques dizaines ou centaines de µm (2). (Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Photo 207 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PSM1/C : vieille coulée pariétale prélevée dans la galerie Aranzadi (Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl/Fr.). (Coupe transversale, l'extérieur de la concrétion est à gauche). Très forte porosité de dissolution (> 30 %) affectant une calcite en épis qui a recristallisé localement (photo 208).
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Légende Photo 208 : Microphoto de lame mince (en LN), même échantillon que sur la photo 207. On observe une structure en batonnets enchevêtrés due à une recristallisation par altération au contact des argiles. Dans les pores de dissolution, on distingue une cristallisation d’aragonite aciculaire très fine, (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Photo 209 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PSM3/C : stalactite prélevée à l'extrémité amont de la salle Chevalier (Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). Section transversale montrant une structure alternée calcite-aragonite. On observe (fig. 263) : un canal central, une calcite fibro-radiée, une bande interne et irrégulière d'aragonite (blanche), une calcite bandée polluée par de fins débris, une couronne fibro-radiée, enfin une bande externe à bourgeons d'aragonite aciculaire.
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Légende Figure 263 : Echantillon PSM3/C. Lame mince d'une stalactite prélevée dans la salle Chevalier du réseau de la Pierre St.-Martin (Pyr.- Atl., Fr.) et montrant deux bandes alternées irrégulières d'aragonite (3) (6).1. Canal central.2. Cœur de calcite blanche à grande sparite (horizon fibro-radié).3. Niveau gris-beige et irrégulier d'aragonite (touffes à cristaux aciculaires) (photo 210).4. Calcite jaunâtre en aiguilles avec une légère contamination de particules argileuses.5. Calcite blanche fibro-radiée.6. Bande externe et irrégulière d’aragonite, à bourgeons et cristaux aciculaires typiques.(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Photo 210 : Microphoto de lame mince (en LP) montrant une microtouffe d'aragonite aciculaire dans la bande interne d'aragonite (photo 209). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers la gauche), (cliché S. POMEL, R. MAIRE).
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Légende Figure 264 : Formation de minces croûtes d'aragonite dans un plaquage limoneux, à polygones de dessication, situé sur le sommet de la coupe 1 du remplissage d'Aranzadi (réseau de la Pierre St.-Martin, Pyr.-Atl./Fr.). L'aragonite provient de l'exsudation du dépôt sous l’effet du dessèchement.
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Légende Photo 211 : Crète : plateau karstique de Marathos, Astiraky, au N du Mt. Ida. Massif stalagmitique brun-rouge recoupé par l'érosion dans une vallée sèche vers 440 m d'altitude. Des spéléothèmes de ce type se retrouvent à toute altitude sur les karsts de Crète (chap. III) ; ils jalonnent l'ancienne surface karstique fondamentale miocène.
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Légende Photo 212 : Bolkar Dag dans le Taurus central vers 2000 m d'altitude (Turquie). Puissant massif stalagmitique haut de 10 m dans une paléocavité recoupée au flanc d'un canyon (marbres paléozoïques) (chap. IV). Le contexte géomorphologique indique un âge tertiaire.
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Légende Photo 213 : Un des multiples massifs stalagmitiques recoupés par l'érosion glaciaire sur la bordure amont du massif de la Pierre St.-Martin (Pyr.-Atl., Navarre). Ces spéléothèmes se situent entre 2000 et 2300 m et ont tous plus de 350 000 ans (U/Th) (datations Y. QUINIF pour deux échantillons du secteur Soumcouy-Anie) ; le contexte géomorphologique suggère un âge préquaternaire.
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Légende Photo 214 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon C13/C stalactite rougeâtre prélevée sur le plateau de l'Axi Kefala, vers 1500 m (Mt. Ida, Crète). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Calcite columnaire compacte polluée par des auréoles de microdébris (fig.265).NB : les vides en noirs sont en grande partie des artefacts d'arrachement.
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Légende Figure 265 : Echantillon CI3/C. Lame mince dans une stalactite rougeâtre prélevée en surface, sur le plateau de l'Axi Kefala (Mt. Ida, Crète/Grèce) (le sommet de la concrétion est vers le haut).1. Calcite columnaire. 2. Succession de discontinuités d'accroissement soulignées par des cutanés sombres et rougeâtres composées de microdébris détritiques (quartz, argile,...).(Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Figure 266 : Echantillon CI1/C. Lame mince dans une stalagmite brun-rouge prélevée à la surface du plateau de l'Axi Kefala (Mt. Ida, Crète-Grèce) (l'extérieur de la concrétion est vers le haut).1. Coins intercristallins en "V" et microfissures à remplissages de fins débris détritiques. 2. Discontinuités d’accroissement à microcoins en “V". 3. Calcite columnaire. (Lame mince fabriquée au Laboratoire de Géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Photo 215 : Microphoto de lame mince (en LN). Echantillon Cl/C : filon à faciès travertineux orange (origine hydrothermale probable) prélevé dans la vallée W du Kastro (Levka Ori, Crète). Horizon pollué par des microdébris (quartz, argile, hydroxydes).
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Légende Photo 216 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon Ml/C : plancher prélevé sur le haut karst du Djebel Chat, vers 3100 m (Ht. Atlas central, Maroc). (Coupe transversale, sens de croissance vers le haut). On observe une structure rythmée et ondulée de calcite en épis. Porosité de dissolution visible en bas.
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Légende Figure 267 : Echantillon TR1/C. Lame mince dans un fragment de plancher stalagmitique rougeâtre très altéré prélevé dans une vallée sèche de l'Anamas Dag (Taurus occid.-Beysehir, Turquie) (le sommet de la concrétion est vers le haut).1. Calcite fibreuse, en épis, présentant dans sa masse une première contamination pédologique.2. Pores de dissolution (porosité totale mesurée de 30 %).3. Argilanes brun-rouge.4. Pores à recristallisation microsparitique-sparitique. (Lame mince fabriquée au laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen).
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Légende Photo 217 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon TR1/C : plancher stalagmitique prélevé dans une vallée sèche de l'Anamas Dag, vers 1800 m (Taurus occidental/Beysehir, Turquie). (Coupe transversale, le sens de croissance est vers le haut). Cristallisation en épis fortement altérée et infiltrée par les sols rouges (argilanes visibles en noir) (fig. 267).
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Légende Photo 218 : Photogramme de lame mince (en LP). Echantillon PBU8/C : coulée stalagmitique prélevée à l'entrée d'une cavité décapitée de la Sierra de Budoguia vers 2200 (revers espagnol de la PSM, Navarre). Calcite très altérée et en grande partie recristallisée sous forme de cristaux en " arêtes de poisson".
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Légende Figure 268 (ci-dessus) : Exemple de comptage en spectrométrie alpha d'une lame uranium (échantillon 1AR7 : Pierre St.-Martin/Aranzadi).Temps de comptage : 80 000 secondes.Le traceur est représenté par l'238U.(Mesures : CERAK, Y. QUINIF, Mons-Belgique)
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Légende Figure 269 (à gauche) : Exemple de comptage en spectrométrie alpha d’une lame thorium (échantillon 1AR7 : Pierre St.-Martin/Aranzadi).Temps de comptage : 80 000 secondes.Le traceur est représenté par le 228Th.(Mesures : CERAK, Y. QUINIF, Mous-Belgique)
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Légende Figure 270 (ci-dessous) : Représentation graphique des variations du 230Th et de 234U (les isochrones sont les lignes verticales) (HARMON et al, 1975).
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Légende Figure 271 : Teneur en uranium de concrétions endokarstiques de Ht.- Giffre/Platé (Hte.-Savoie, Fr.), de la Dt. de Crolles (Isère, Fr.) et de Méditerranée (Djurdjura/Algérie, Crète/Grèce, Ht. Atlas/Maroc). On observe une teneur assez forte pour les échantillons de Ht.- Giffre/Platé).(analyses : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons/Belgique).
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Légende Figure 272 : Teneur en uranium de concrétions endokarstiques du massif de la Pierre St.-Martin dans les Pyrénées occidentales (réseau de la PSM, réseau d'Arphidia, gouffre AN8, réseau du BU56). On constate la teneur importante des échantillons de la galerie Aranzadi (réseau de la PSM).(analyses : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons/Belgique).
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Légende Figure 273 Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarstiques des Alpes-Pyrénées et de quelques échantillons provenant de hauts karsts méditerranéens.Total : 101 dates, dont 71 des Alpes-Pyrénées-Méditerranée (QUINIF-MAIRE), 5 du Vercors (DELANNOY et al., 1986), 23 de Niaux-Lombrives/Ariège (SORRIAUX, 1982) et 2 de la grotte d'Enlène/Ariège (HENNIG et al.,1983).Le diagramme est significatif entre l'Holocène (0-10 ka) et l'interglaciaire de 170-220 ka (stade 7). La numérotation correspond aux stades isotopiques de la chronologie océanique de l'oxygène.
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Légende Figure 274 : Diagramme de distribution des âges U/Th de 71 échantillons de concrétions endokarstiques (Alpes, Pyrénées, Méditerranée). Le diagramme de la figure 273, qui intègre 30 dates supplémentaires, ne fait qu'accentuer la signification de celui-ci. La numérotation correspond aux stades isotopiques de la chronologie océanique de l’oxygène.(analyses : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons/Belgique).
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Légende Figure 275 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions de karsts froids d'Amérique du Nord. Total 103 dates, dont 33 de la Nahanni/TNW-Canada (HARMON et al., 1977 ; SCHROEDER, 1979), 34 de Castleguard Cave/Alberta Canada (GASCOYNE et al., 1983 ; GASCOYNE et NELSON, 1983), 12 de Crowsnest Pass/Alberta-Canada (HARMON et al., 1977), 16 de l'île de Vancouver/Col. Brit.-Canada (GASCOYNE, 1977) et 8 de Bear River Range/Utah-USA (HARMON et al., 1977). Le diagramme est peu significatif pour le dernier cycle (stade isotopiques 1 à 5), avec un interglaciaire Sangamonien (équivalent du Riss-Würm) peu marqué. Les interglaciaires correspondant aux stades isotopiques 7 et 9 sont mieux marqués que dans le diagramme des Alpes Pyrénées (fig. 273).
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Légende Figure 276 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarstiques de karsts méditerranéens. Total de 108 dates (France, Espagne, Italie, Grèce, Yougoslavie, Turquie, Israël, Algérie).Auteurs consultés : HENNIG et al, 1983 (81 dates) ; SCHWARCZ et al., 1980 (10 dates) ; DELANNOY, 1986 (3 dates) ; NGUYEN et LALOU, 1969 (3 dates) ; DUPLESSY et al., 1970 (5 dates) et 6 dates pour MAIRE-QUINIF.Ce diagramme est uniquement significatif pour l'interglaciaire Riss-Würm qui est bien marqué. Le Würm s.l., (2-3-4) et le Ris s récent (6) sont assez nets. En revanche, l'interglaciaire suivant (7) parait décalé vers la droite.
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Légende Figure 277 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarstiques des Iles Britanniques. Total de 259 dates, dont 181 dates de Craven Cave Systems/Yorkshire (GASCOYNE et FORD, 1984), 32 dates de Peak District/Derbyshire (FORD T.-D., GASCOYNE et BECK, 1983), 28 dates des Mendip Hills/Yorkshire (ATKINSON et al., 1978), et 18 dates d’Assynt area-Northern Highlands/NW Ecosse (HESS et al.,1983).Ce diagramme est très significatif pour le premier cycle (0 à 130 ka) avec un interglaciaire Ipswichien (ou Riss-Würm) bien marqué.
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Légende Figure 278 : Diagramme de distribution des âges U/Th de concrétions endokarsticques de karsts de basse et moyenne altitude des USA. Total de 131 dates (Kentucky, Minnesota, West Virginia, Arkansas). Auteurs consultés : HARMON et al, 1978 ; HESS et HARMON, 1981 ; SCHWARCZ et al, 1976 ; LIVELY et al., 1981 ; THOMPSON et al., 1973-1976. Ce diagramme est moins significatif que celui des Iles Britanniques (fig. 277), avec cependant un premier cycle (stades isotopiques 1 à 5) relativement bien marqué. L'interglaciaire Sangamonien, équivalent du Riss-Würm, est mieux représenté ici que sur le diagramme des karsts froids d'Amérique du Nord (fig. 275).
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Légende Figure 279 : Diagramme de distribution des âges U/Th de travertins d'Europe centrale (RDA, RFA, Hongrie). Total de 112 dates (données de synthèse extraites de HENNIG et al., 1983).Comme pour la plupart des diagrammes de concrétions endokarstiques, celui-ci est significatif pour le premier cycle, avec un interglaciaire Mikulinien (équivalent du Riss-Wiirm) bien encadré par les glaciaires correspondant au Würm (2-3-4) et au Riss récent (6). Pour les interglaciaires plus anciens, ou note des pics importants à 170-180 et 220-230 ; ce dernier pourrait être mis en relation avec le stade isotopique 7.
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Légende Figure 280 : Diagramme de distribution des âges U/Th de travertins méditerranéens et du Moyen-Orient. Total de 53 dates (Espagne, Turquie, Lybie, Israël, Syrie, Iran, Afghanistan). Auteurs consultés : HENNIG et al., 1983 (14 dates) ; SCHWARCZ et al, 1979-1980 (19 dates) ; LIVNAT et KRONFELD, 1984 (12 dates) ; NGUYEN et al., 1973 (7 dates) ; DELANNOY, 1986 (1 date).Ce diagramme montre un interstade du Würm bien marqué ; le Riss-Würm (Eemien) est moyennement représenté.
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Légende Figure 281 : Chronologie du Würm récent à l'Holocène (de 30 ka à aujourd'hui) à partir du diagramme de synthèse de distribution des âges U/Th regroupant 145 dates obtenues sur les concrétions endokarstiques de basse, moyenne et haute montagne de la zone tempérée nord (Alpes, Pyrénées, RFA, Iles Britanniques, Kentucky-Min-nesota/USA) (a partir des données de QUINIFMAIRE et des auteurs cités dans les fig. 273 à 278).La fourchette statistique d'erreur étant faible pour la plupart des âges radiométriques, on a utilisé une répartition par millénaire. On constate une bonne correspondance générale avec la chronologie alpine, avec notamment la mise en évidence d'un froid maximum entre 30 et 20 ka et un léger réchauffement entre 20 et 15 ka environ. Le Tardiglaciaire est bien marqué : il débute par un réchauffement important vers 13-14 ka (Bölling probable), suivi par un réchauffement encore plus net vers 11-12 ka (Allerod probable). Le refroidissement du Dryas récent (ou Dryas III) est également mis en évidence vers 10-11 ka. L'Holocène commence avec le réchauffement du Préboréal vers 9-10 ka.
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Légende Figure 282 : Diagramme de synthèse de distribution des âges U/Th sur concrétions endokarstiques et travertins regroupant 942 datations (synthèse des diagrammes précédents).Hormis le cycle du Pléistocène supérieur qui est bien mis en évidence, on constate la faible valeur interprétative du diagramme pour le Pléistocène moyen en partie à cause de l'augmentation de la fourchette statistique d'erreur des âges U/Th avec le temps. Le diagramme mieux ciblé concernant les karsts d’altitude des Alpes-Pyrénées et les karsts froids d'Amérique du Nord (fig. 284) est plus fiable car il intègre des régions froides où seuls les interglaciaires sont marqués par des concrétionnements contrairement aux régions tempérées et méditerranéennes de basse altitude qui ont connu des concrétionnements en toute période.
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Légende Figure 283 : Courbe isotopique standard de ẟ18O dans les carottes des fonds océaniques, avec numérotation des stades isotopiques (chiffres impairs pour les interglaciaires, chiffres pairs pour les glaciaires) (d'après PISIAS et al., 1984, in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987, p. 1022).La courbe va jusqu'à 300 ka environ. L’interglaciaire numéroté 5 correspond au Riss/Würm de la terminologie alpine avec ses trois pics distincts.
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Légende Figure 284 : Chronologie du Pléistocène moyen entre 130 et 350-400 ka à partir du diagramme de distribution des âges U/Th sur concrétions endokarstiques des hauts karsts des Alpes-Pyrénées et des karsts froids d'Amérique du Nord (total de 108 dates, synthèse des fig. 18 et 20).On observe un interglaciaire bien mis en évidence entre 170 et 220 ka (interglaciaire C/B ou stade 7) et un autre entre 270 et 320 ka environ (interglaciaire D/C ou stade 9. L'interglaciaire E/D ou stade 11 pourrait se situer entre 360-370 et 400-420 ka (42 dates de plus de 350 ka, dont une partie se situe entre 360 et 400 ka). La terminologie alpine utilisée étant susceptible de modifications, on emploie en parallèle une numérotation continentale (glaciaires B, C, D,... ; interglaciaires C/B, D/C, E/D,...) et océanique (stades isotopiques de l'oxygène) (cf. tableau 54).
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Légende Tableau 54 : Chronologie des phases glaciaires et interglaciaires du Pléistocène moyen-supérieur reconnues principalement dans les réseaux karstiques des Alpes et des Pyrénées (datations U/Th sur calcite et dépôts fluvioglaciaires associés). On met en parallèle la chronologie océanique avec la chronologie continentale. Pour la terminologie alpine (termes incertains avant le Riss/Würm), on met aussi en parallèle une numérotation : A, B, C,... pour les glaciaires ; B/A, C/B, D/C,... pour les interglaciaires.NB : dans la deuxième colonne de gauche (cycles isotopiques), le calage partiel est dû à MORLEY et HAYS, 1981 (in VERGNAUD-GRAZZINI, 1987).Dans la colonne des âges U/Th, les fourchettes chronologiques sont relativement fiables jusqu’à 220-230 ka et approximatives entre 230 et 360-420 ka ; elles sont calculées ainsi :(a) Synthèse Alpes-Pyrénées(QUINIF-MAIRE).(b) Synthèse Alpes-Pyrénées (QUINIF-MAIRE) et travertins d'Europe centrale (cf.fig.279).(c) Synthèse karsts froids d'Amérique du Nord (fig.277).(d) Synthèse Pierre St.-Martin (QUINIF-MAIRE).
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Titre Tableaux 55 à 66
Légende Tableau 55 : Caractères physiques et minéralogiques de douze échantillons de concrétions souterraines du massif de Platé/Ht.-Giffre (Hte.-Savoie, Fr.) d'âge Riss-Würm ou antérieur (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).A2/C : stalactite érodée (gouffre TV1, rivière du L, – 400 m).A3/C : coulée érodée (gouffre TV1, galerie Bubon, – 450 m).A5/C : stalagmite érodée (gouffre TV1, galerie N, – 450 m).A6/C : stalagmite orangée (gouffre TV1, passage Longuet, – 360 m).A7/C : plancher (gouffre TV1, collecteur amont, – 300 m).A8/C : stalagmite érodée (gouffre TV1, galerie Bubon, – 450 m).A9/C : stalactite érodée (gouffre Petite Marielle, – 100 m).A10/C : coulée érodée (gouffre Petite Marielle, – 300 m).A12/C : coulée érodée (gouffre Petit Lynx, – 30 m).A13/C : stalagmite érodée (gouffre Karen, réseau Titus, – 250 m).A14/C : coulée érodée (gouffre TP2-Platé, – 35 m).A15/C : coulée érodée (gouffre jean-Bernard, – 600 m).
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Légende Tableau 56 : Caractères physiques et minéralogiques de sept échantillons de concrétions souterraines du massif de la Pierre St.-Martin/Larra (Pyr.-Atl. et Navarre) (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).PLP2/C : stalagmite (gouffre Lonné Peyret, – 500 m).PSM2/C : stalagmite (PSM, galerie Aranzadi).PSM3/C : stalactite (PSM, salle Chevalier).PBU2/C : plancher sur bloc (gouffre BU56, – 1100 m).PBU3/C : coulée érodée (gouffre BU56, – 550 m).PBU6/C : stalagmite (gouffre BU56, – 700 m).PBU7/C : stalactite érodée sur bloc (gouffre BU56, – 600 m).
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Légende Tableau 57 : Caractères physiques et minéralogiques de concrétions calcitiques compactes mises à jour par l'érosion sur plusieurs hauts karsts méditerranéens, (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).Yt1/C : coulée stalagmitique rougeâtre (Triglav, alt. 2300 m, Slovénie-Yougoslavie).C1/C : filon de calcite rougeâtre (Levka Ori, alt. 1800 m, Crète).C6/C : coulée blanche (Levka Ori-Pachnès, alt. 2300 m, Crète).CI1/C : stalagmite (poljé du Nida-Mt. Ida, alt. 1450 m, Crète).CI3/C : stalactite (Axi Kefala-Mt. Ida, ait. 1500 m, Crète).M1/C : plancher stalagmitique rougeâtre (Djebel Ghat-Ht. Atlas, alt. 3100 m, Maroc) (prélèvement C. RIGALDIE).
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Légende Tableau 58 : Caractères physiques et minéralogiques de concrétionnements endokarstiques altérés prélevés en profondeur ou à la surface du karst, (analyses : laboratoire de géomorphologie du CNRS/Caen, M. LEVANT, Y. DELEHAYE, C. BLANCHET, J.-L. DUMONT, J. QUILLARD).PSM1/C : coulée pariétale ancienne très altérée (réseau de la Pierre St.-Martin, galerie Aranzadi/Pyr.-Atl.). PBU4/C : coulée stalagmitique mise à jour par l'érosion (entrée de puits, ait. 1850 m, Sierra de Boduguia/Navarre-Espagne).PBU8/C : coulée stalagmitique (puits d'entrée du BU153, alt. 2180 m, Sierra de Boduguia/Navarre-Espagne).TR1/C : fragment de plancher stalagmitique rougeâtre mis à jour par l'érosion (Anamas Dag, alt. 1750 m, Taurus occid./Turquie).
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Légende Tableau 59 : Taux d'allongement annuel des concrétions endokarstiques pour la période actuelle et subactuelle en Europe et aux USA (karsts de basse et moyenne montagne) (mesures directes avec quelques données comparatives en tunnels et en laboratoire)(1) Biblio. in HILL et FORTI, 1986.(2) Biblio. in JENNINGS, 1985.(3) Biblio. in BÖGLI, 1980.
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Légende Tableau 60 : Calcul de la vitesse de croissance de stalagmites prélevées dans des karsts d'altitude à partir de datations U/Th (analyses U/Th : CERAK, Y. QUINIF, Fac. Polytechnique de Mons, Belgique).NB : Il s'agit d'une vitesse de croissance calculée à partir d'une genèse en continu (absence de hiatus).
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Légende Tableau 62 : Vitesse de croissance de stalagmites appartenant à des karsts de basse et moyenne montagne de la zone tempérée à partir de datations U/Th.NB : la vitesse de croissance est calculée avec des concrétions présentant une genèse continue (sans hiatus notable).
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Légende Tableau 62 : Exemples de vitesse de croissance de stalagmites de karsts tropicaux et subtropicaux à partir de datations U/Th. Dans l'ensemble, on observe des vitesses de croissance plus élevées que dans les montagnes de la zone tempérée.NB : la vitesse de croissance est calculée avec des concrétions présentant une genèse continue (sans hiatus notable).
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Légende Tableau 63 : Types et mode de transport des contaminations minérales et organiques rencontrées dans les concrétionnements endokarstiques de montagne.
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Légende Tableau 64 : Situation des types de contaminations dans la calcite des concrétions endokarstiques de montagne.
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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