INTRODUCTION : HISTORIQUE GENERAL DES RECHERCHES

1De nombreuses recherches ont été faites par les spéléologues scientifiques à propos des dépôts détritiques des cavités karstiques depuis plusieurs décennies. Entre 1960 et 1970, ces travaux sont restés peu connus à l'exemple de la thèse de REAMS (1968), sur les remplissages endokarstiques des Ozarks (USA), qui n'a pas été éditée, ou de celle de EK (1969) sur les cavités des calcaires paléozoïques de Belgique. Citons quelques exceptions comme l'ouvrage de GEZE (1965) qui souligne l'importance essentielle de l'examen du comblement des cavités, de la thèse de RENAULT (1967-68) qui a débouché sur la publication d'un "Que sais-je" sur la formation des cavernes (RENAULT, 1970) et du traité de TRIMMEL (1968), ce dernier étant méconnu du public francophone.

2Après 1970, les traités de karstologie et de spéléologie physique ont laissé peu de place aux dépôts détritiques souterrains souvent au profit des concrétionnements et des processus chimiques associés (SWEETING, 1973, p. 173-175 – NICOD, 1972, p. 78-79 – BLEAHU, 1974 – JAKUCS, 1977). Seuls les ouvrages de FORD ET CULLINGFORD (1976), BÖGLI (1980), JENNINGS (1985) et la contribution de RENAULT (1987) dans la "Géologie de la préhistoire" consacrent une part plus importante aux sédiments détritiques des réseaux endokarstiques.

3Dans les récents ouvrages soviétiques de spéléologie, signalons la part non négligeable qui est consacrée aux sédiments détritiques et aux spéléothèmes comme dans les synthèses de TINTILOZOV (1976) sur les cavités de Géorgie et de DUBLYANSKY et LOMAEV (1980) sur les grottes d'Ukraine. En revanche, le traité de GVOZDECKIJ (1981) est pauvre sur le détritique souterrain.

4Depuis 1960-1970, la publication d'articles sur les remplissages souterrains s'effectue presque exclusivement dans des revues spéléologiques (N.S.S. Bulletin aux USA, Transactions of B.C.R.A. et Cave Science en Grande Bretagne, Helictite en Australie, Annales de spéléologie-Spelunca-Karstologia en France) et dans les actes des congrès de l'Union Internationale de Spéléologie par exemple. Seules quelques études, en particulier sur les nouvelles méthodes d'analyses et de datation des concrétionnements karstiques, sont publiées dans quelques grandes revues anglophones (Nature, Quaternary Research, Science, Earth and Planetary Science Letters...), voire dans des revues en langue française (C. R. Acad. Sc. Paris, Annales de la Société géologique de Belgique). Mais ces publications sont encore trop peu nombreuses.

5Cependant, dans les années 1980, les travaux sur la sédimentologie souterraine progressent. En France, citons la thèse de SORRIAUX (1982) sur les remplissages du réseau de Niaux-Lombrives-Sabart dans les Pyrénées ariégeoises. Dans les Rocheuses canadiennes de l'Alberta, la grotte de Castleguard est l'objet de recherches approfondies, en particulier sur les dépôts clastiques et les spéléothèmes (Arctic and Alpine Research, 1983, sous la direction de D.-C. FORD). Aux USA, dans le Minnesota, MILSKE, CALVIN ALEXANDER ET LIVELY (1983) font une étude complète des sédiments détritiques de Mystery Cave en tentant de corréler terrasses fluviatiles externes et internes.

6Enfin, les actes du colloque international de sédimentologie karstique de Han-sur-Lesse/Belgique (Ann. Soc. géol. de Belgique, 1988, T. 111, 1) et de la réunion de Fribourg/Suisse (Karstologia-Mémoires n°2, 1990) font le point sur les recherches actuelles en Europe.

I - METHODES D'ETUDES ET TYPES DE REMPLISSAGES DETRITIQUES

A. LES METHODES D'ETUDES

7Nous ne reviendrons pas en détail sur les méthodes d'études des remplissages détritiques endokarstiques. La plupart d'entre elles sont empruntées aux techniques traditionnelles utilisées pour l'analyse des dépôts quaternaires externes : granulométrie, morphoscopie, micromorphologie, minéralogie, géochimie, palynologie... Pour cela, on se reportera au traité collectif "Géologie de la préhistoire" (MISKOVSKY, 1987) ainsi qu'aux articles spécialisés parus dans des actes de congrès spéléologiques.

8La nouveauté réside donc plus dans l'objet étudié — les remplissages souterrains — que dans les techniques d'analyses. Toutefois, la méthode de datation isotopique U/Th sur calcite prend pleinement sa valeur dans le cadre des coupes souterraines associant sédiments détritiques et spéléothèmes (chap. XII).

B. LES TYPES GENETIQUES DE REMPLISSAGES DETRITIQUES (tableau 67)

9Un aperçu synthétique des sédiments détritiques de grottes est donné par EK et QUINIF (1988). Une classification est présente dans le lexique de GEZE (1973) (MAIRE, 1980 et 1982).

10Les remplissages détritiques des cavités de montagne sont identiques, par leur nature, aux dépôts détritiques de vallées. Ce qui change, c'est la contrainte géométrique excercée par la morphologie de la cavité, et notamment de la voûte. Cette notion de contrainte géométrique, en relation avec les régimes hydrologiques, est fondamentale à connaître si l'on veut comprendre le mode de mise en place des sédiments souterrains.

11Hormis les dépôts clastiques, d'origine mécanique, dus à l'effondrement de fragments de parois et de plafond, les sédiments alluviaux ont principalement deux modes de mise en place :

• en régime d'écoulement libre et turbulent, la sédimentation s'effectue en fonction de la vitesse du courant et du débit ;
• en régime d'écoulement noyé lent, les conduits souterrains se comportent comme des pièges à sédiments fins.

12Cette condition de régime noyé a été réalisée partiellement dans les réseaux de haute montagne alpine durant les épisodes glaciaires. Les réseaux souterrains étant des contenants à volume limité et à morphologie variable dans l'espace (présence de rétrécissements), tout afflux d'eau massif peut conduire à une mise en charge d'une partie du réseau, s'il y a obstruction détritique des " étroitures". Cette situation hydrologique particulière provoque une sédimentation de décantation fine, de type rythmé (varves), quand il y a par exemple une périodicité annuelle (cas des grandes crues estivales de fusion glaciaire).

13Selon l'origine des sédiments, on peut distinguer des remplissages exogènes ou endogènes (en provenance de l'extérieur ou de l'intérieur de la cavité). Il existe aussi des dépôts mixtes. Pour les remplissages exogènes, l'origine des matériaux peut être autochtone (en provenance du massif karstique) ou allochtone (en provenance d'un massif non karstique limitrophe ou plus éloigné). Dans les réseaux alpins, les dépôts varvés sont des remplissages exogènes, de nature fluvio-glaciaire, mélangés à quelques éléments endogènes.

14A l'instar de la notion de contrainte géométrique des parois des conduits qui détermine la nature de la sédimentation, la notion de transfert et de piégeage de sédiments exogènes constitue l'une des clés pour comprendre l'évolution géomorphologique d'une région karstique. Cette conservation d'éléments détritiques exogènes à l'intérieur des cavités (sols, fragments morainiques, farine glaciaire, poussières éoliennes, tephra...) forme un enregistrement de l'histoire géologique régionale. A partir de son émersion, tout massif calcaire soumis à des précipitations météoriques se transforme donc en "boite à archives" dans la mesure où les massifs karstiques conservent beaucoup mieux, et pendant longtemps, leur volume. Aussi, les remplissages endokarstiques devraient-ils intéresser non seulement les quaternaristes, mais aussi les altérologues, les pédologues et les géomorphologues.

15Ainsi, l'étude des remplissages "paléokarstiques" que l'on rencontre en surface ou à proximité de la surface, à partir de coupes (routes, carrières, tranchées), doit toujours prendre en compte l'ancien contexte endokarstique.

II·- LES REMPLISSAGES ENDOGENES

A. TYPES ET DISTRIBUTION

16Les dépôts endogènes sont généralement les plus importants en volume à l'échelle de la cavité. Cependant, leur volume est variable selon le contexte lithologique et le débit moyen de la rivière souterraine. On en distingue deux types :

• les dépôts clastiques dus à la décompression des parois et du plafond (blocs, strates, éclats, écailles...) ;
• les dépôts alluviaux (galets, graviers, sables, limons) provenant soit du transport et de l'usure des fragments clastiques éboulés, soit du déchaussement par l'eau d'éléments situés sur le lit de la rivière souterraine.

17On observe deux familles de cavités en fonction de la fréquence des remplissages endogènes dans les drains principaux :

1. Les réseaux creusés uniquement dans un calcaire massif, avec des galeries en "conduite forcée" ou en "méandres" (conduits étroits et sinueux) sont des formes de corrosion et d'évorsion (= marmitage) qui produisent peu de débris grossiers. C'est le cas du gouffre Jean-Bernard, dans les Alpes de Haute-Savoie (Samoëns), dont la galerie principale se développe dans l'Urgonien massif d'une étroite gouttière synclinale. De longues portions de galeries en "méandres" (1,5 m de large et 30 à 40 m de haut), sur plusieurs centaines de mètres de longueur, sont presque totalement dépourvues de galets et de dépôts clastiques, les crues de fonte nivale (plusieurs m³/s) jouant le rôle de chasse d'eau. Les quelques accumulations de galets sont piégées dans des conduits plus larges et à pente plus faible comme dans certaines parties intermédiaires du réseau (entre les entrées supérieures et inférieures).
2. Les réseaux à abondants dépôts clastiques et/ou alluvionnaires sont illustrés par celui de la Pierre Saint-Martin, dans les Pyrénées-Atlantiques. Ici, les puissants talus de blocs, en particulier dans les grandes salles, sont le résultat d'un sapement des "calcaires des canyons" (Santonien) au contact du socle paléozoïque constitué de grès et schistes facilement affouillables par l'eau. De plus, les écroulements sont favorisés par la forte fracturation de l'armature calcaire des Arres d'Anie et peut-être par les séismes (chap. XIV). Dans de tels réseaux, les remplissages endogènes sont d'autant plus importants que la rivière souterraine est grosse (pointes de crues de 10 à 15 m³/s de la rivière Saint-Vincent, au niveau de la salle de la Verna).

B. LES DEPOTS CLASTIQUES SOUTERRAINS

18Dus aux contraintes mécaniques (poids de l'encaissant) qui s'exercent sur les parois des conduits, puis à leur décompression, les dépôts clastiques ont une grande importance dans l'évolution morphologique des cavités et dans les relations qui existent entre l'exokarst et l'endokarst (effondrement du toit d'une cavité). Leur genèse est liée à deux facteurs fondamentaux :

• la mécanique des roches, variable selon la lithologie, la fracturation originelle, les contraintes géologiques résiduelles, la distance au versant qui caractérisent l'anisotropie du milieu ;
• le temps, dont l'importance a été démontrée dans l'interprétation des processus géologiques.

19Ainsi, seule une longue période de temps (plusieurs centaines de millénaires ou plus) peut expliquer les grandes voûtes d'équilibre connues dans les réseaux endokarstiques de montagne. A titre d'exemple, les portées les plus longues sont de 230 m pour la salle de la Verna (Pierre Saint-Martin, Pyr.-Atl.) et de 350 m au moins pour la salle Sarawak (Réseau de Lubang Nasib Bagus, Sarawak/Malaisie) qui est la plus vaste actuellement connue dans le monde (EAVIS, 1981). De telles portées n'ont jamais été réalisées artificiellement en raison des difficultés techniques. Même les cavités obtenues par lessivage du sel, pour les stockages souterrains, dépassent rarement 100 m de diamètre. Quant aux grandes centrales hydroélectriques souterraines fabriquées par E.D.F., les vides creusés ne dépassent guère 30-35 m de large (36,5 m pour la centrale du Sautet, Drac/Isère). Toutefois, en Finlande, des cavités d'exploitation de 100 m de large, sans piliers, sont présentes dans les carrières souterraines calcaires de Tytyri (GILLI, 1984).

1. Les modalités mécaniques du cisaillement et de la décompression des parois des cavités

a. Les types de contraintes principales

20Dans un massif calcaire, la pression des terrains encaissants sur la paroi des conduits souterrains s'exerce par des contraintes verticales et des contraintes horizontales inégales. Il s'agit d'un milieu lithostatique anisotrope par opposition au milieu hydrostatique de caractère isotrope.

21– La contrainte principale de direction verticale est directement proportionnelle à la densité de la roche et à l'épaisseur des terrains sus-jacents. On peut l'estimer par la formule suivante, valable pour les terrains élastiques (BELIN et CHAMBON, 1978) :

22C_v = 1/10 m. h

23avec :

24m = masse spécifique moyenne des terrains sus-jacents

25(en N/m³ = newton par m³⁾ ;

26h = épaisseur des terrains sus-jacents (en m) ;

27La contrainte verticale (C_v) s'exprime en pascals (Pa).

28Rappelons que 1 Pa = 1 N/m² (sachant que 1 newton ou IN = 0,102 kgf).

29– La contrainte principale horizontale est plus complexe à connaître. On peut l'estimer à partir de la formule suivante (BELIN et CHAMBON, 1978 ; BLES et FEUGA, 1981) :

30C_h = C_v. p/1 - p

31avec :

32C_v = contrainte verticale (en Pa)

33p = coefficient de Poisson du matériau

34La contrainte hortizontale (C_h) s'exprime en Pa.

35Rappelons que le coefficient de Poisson, qui caractérise la déformation de la roche (élasticité), varie selon la nature de la roche et la température. Ainsi, on sait que les calcaires cristallins (micrites) deviennent ductiles à partir de 350°C, mais de telles conditions de température n'existent pas dans le milieu karstique ordinaire, sauf s'il y a une relation directe avec le volcanisme. Par exemple, pour un calcaire paléozoïque de type métamorphique, le coefficient de Poisson est de 0,32 entre 20 et 180°C, pour un module d'Young E = 65 000 Mpa (module de déformabilité) (HOMANDETIENNE, 1986). Pour les calcaires en général, ce coefficient est de l'ordre de 0,25 à 0,50 (RENAULT, 1967).

b. Le rôle de la fissuration, des contraintes orogéniques résiduelles et de la décompression d'un massif calcaire

36Les discontinuités de la roche (joints, diaclases, failles) constituent des zones de faiblesse qui modifient les conditions de pression et donc de l'évolution des voûtes et des parois des cavités. Les eaux de percolation, en contribuant à l'élargissement de ces fissures, facilitent le développement des secteurs décomprimés. Cette anisotropie du massif calcaire, présente à différentes échelles, a d'autant plus de chance de jouer un rôle mécanique que la portée des voûtes des vides hypogés est importante (plus grande probabilité de rencontrer des fractures). Mais les vides karstiques ne sont-ils pas justement localisés sur ces zones fissurées !

37Il faut être prudent sur l'emploi des formules qui calculent les contraintes, et notamment les contraintes horizontales, car elles ne donnent que des valeurs approximatives, qui se fondent sur l'utilisation de la théorie de l'élasticité des roches. En effet, des mesures in situ de la contrainte horizontale donnent parfois des valeurs variant dans des proportions de 1 à 4 par rapport à celles prévues par les formules (BELIN et CHAMBON, 1978). Aussi, pour calculer des valeurs plus exactes du module de Young (E) et du coefficient de Poisson (p), en milieu karstique fissuré, est-il nécessaire de mesurer la célérité des ondes élastiques. Les discontinuités représentées par les joints et fissures de la roche influencent la propagation de ces ondes, les zones décomprimées étant caractérisées par des célérités plus faibles. On peut alors calculer des valeurs de (E) et de (p) de caractère "dynamique" qui sont différentes des valeurs "statiques" calculées pour un milieu isotrope (HABIB, 1982, p. 121).

38Le rôle des contraintes orogéniques résiduelles ne doit pas être négligé. C'est le cas du processus de relaxation, phénomène-réponse à d'anciennes sollicitations tectoniques, qui correspond à "une diminution de la contrainte en fonction du temps et à déformation constante". Plus le matériau est microfissuré au départ, plus la vitesse de relaxation est élevée, avec possibilité de glissement intercristallins (HOMAND-ETIENNE, 1986). La relaxation peut conduire aussi à la création de nouvelles fissures. Mais ces contraintes géologiques résiduelles sont difficile à apprécier. En revanche, la constatation du rejeu récent de certaines fractures est visible sous la forme de décalage de galerie, de concrétions... (ne pas confondre avec certains phénomènes de gravité).

39Plus considérable est le rôle joué par la décompression générale à l'échelle du massif qui exploite la fracturation tectonique initiale. Cette décompression d'ensemble est d'autant plus active, en particulier dans les chaînes alpines s. 1., que l'érosion a bien dégagé les structures. C'est elle qui est à l'origine du creusement des grands réseaux souterrains de montagne, en permettant la circulation des eaux dans le système fissuré légèrement élargi par le processus de détente.

40Certains grands réseaux verticaux de haute montagne, creusés presque entièrement dans des fractures ouvertes, illustrent ce propos. C'est le cas du gouffre du Léopard ou Anou Ifflis (-1159 m) qui s'enfonce à l'aplomb de la crête de l'Akoukert, dans la chaîne du Djurdjura (Algérie) (fig. 285 et photo 219). Dans cette partie étroite de la chaîne, entre le Ras Timédouine et les aiguilles de Thaltat, des fractures ouvertes de détente peuvent être descendues sur 100 à 200 m de profondeur. Dès lors, on comprend mieux l'origine des vastes puits-failles de l'Anou Ifflis jusqu'à – 800 m et dans lesquels le régime des contraintes est régi par la forte détente du relief, de sorte que la contrainte horizontale s'affaiblit ou s'annule. Ce contexte entraîne un état d'instabilité propice aux écroulements. Ainsi, le gros puits-faille de 90 m du début du gouffre est occupé à sa base par un amoncellement de blocs, épais d'une quarantaine de mètres, correspondant à l'effondrement des parois du puits.

41Cette décompression à l'échelle de la montagne (creusement des vallées et des canyons) profite de la fracturation tectonique préexistante, notamment en régime d'extension. Nous avons pu le vérifier dans le réseau B15-B1 ou systema Badalona (Pyrénées espagnoles/Huesca). Ce gouffre se développe dans le versant S de la Sierra de las Sucas, haut de 2000 m (ensemble de gradins et de falaises) et découpé transversalement par des canyons. A la cote – 500 m, le réseau présente un puits de 116 m de haut et de 50 à 60 m de large orienté sur plusieurs failles. Dans une niche du puits située dans l'angle de l'une des fractures, à 45 m du fond, un plancher stalagmitique blanc, de 30 cm d'épaisseur, scelle le vide existant entre les deux parois rapprochées (fig. 286). Un échantillon de ce plancher (B15/G) montre à l'œil nu la présence d'un réseau de microfissures et de microflexures de compression. En lame-mince, ces microfissures sont fermées, mais elles présentent localement de très petits déplacements. On observe :

• des microfissures perpendiculaires à la compression ;
• un système de microfissures croisé et oblique par rapport à la compression.

42D'après l'orientation des microfractures, il semble que le plancher ait été soumis à un léger jeu décrochant de la faille, en relation avec le régime de détente du versant.

c. La résistance au cisaillement

43C'est une notion fondamentale à connaître dans la compréhension de l'évolution morphologique des conduits hypogés. Selon la nature du calcaire (pétrographie, microporosité, microfissuration), les propriétés mécaniques varient. Par exemple, un calcaire compact a une résistance (d'après HABIB, 1982, p. 115) :

• de 40 à 60 MPa à la compression simple (Rc) ;
• de 4 à 12 MPa à la traction simple (Rt) ;
• et un module d'élasticité de 30 à 60 GPa.

44NB : 1 MPa (1 mégapascal) = 10 bars = 10,2 kgf/cm²

451 GPa (1 gigapascal) = 10 kilobars

46Aux extrémités de l'échelle de résistance, on trouve la craie (Rc = 3-12 MPa) et le quartzite (Rc = 80-300 MPa).

47Ainsi, dans le processus de rupture d'un banc formant le toit d'une galerie, il se produit à proximité du parement, au niveau du point d'ancrage, des tensions qui modifient la structure de la roche :

• au début, certaines microfissures originelles, en position horizontale, se ferment par compression (régime d'élasticité) ;
• ensuite, d'autres fissures apparaissent (verticales ou obliques) et dont les lèvres commencent à glisser l'une sur l'autre. Le coefficient de Poisson (p) caractérisant la déformation croît ;
• lorsque la limite de déformation est atteinte, la ou les fissures cèdent par cisaillement et entraînent la chute du banc.

48Le cisaillement intervient aussi et souvent à partir de discontinuités de la roche. Ces ruptures peuvent apparaître :

• horizontalement, au niveau des plans de stratification (décollement de strates) ;
• verticalement ou obliquement au niveaux de fractures originelles.

49Le cisaillement sur fractures peut s'effectuer à partir de surfaces de discontinuités planes ou de surfaces de discontinuités à indentations régulières à irrégulières (BLES et FEUGA, 1981).

50Enfin, cette fissuration peut être empruntée par les écoulements et élargie par dissolution.

2. Exemples de comportements mécaniques de conduits souterrains

a. Comportement mécanique d'une galerie circulaire

51Les spéléologues savent par expérience que les galeries circulaires en conduite forcée sont généralement dépourvues de blocs effondrés du plafond ou des parois. Ces galeries (1 à 5 m de diamètre en moyenne) se sont creusées progressivement par dissolution, en régime d'écoulement noyé, le long d'un joint ou d'une fracture. Devenus inactifs, ces conduits présentent une voûte d'équilibre en pression qui se confond ou se situe non loin de la voûte actuelle, délimitant, dans les cas les plus défavorables, une zone détendue de faible ampleur qui met du temps à se fissurer et à se cisailler. Toutefois, il peut exister des effondrements importants dans certaines conditions, comme des conduits recoupés par des fractures, en particulier en zone décomprimée (proximité d'un versant ou d'une falaise).

52Considérons les pressions qui s'exercent sur les parois d'une galerie circulaire. On distingue une contrainte verticale _(Cv) et une contrainte horizontale (C_h) qui peuvent avoir des valeurs différentes (HABIB, 1982, p. 133) (fig. 287) :

53– Si C_v = C_h, la contrainte tangentielle est égale à C_v + C_h au bord de la galerie, soit 2 C_v. On est dans des conditions hydrostatique.

54– Si C_h = 0, soit une contrainte horizontale nulle, il existe :

1. au toit de la galerie, donc en clé de voûte, une contrainte de traction égale à – C_v ;
2. au niveau des piédroits, une contrainte de compression égale à 3 C_v.

55Dans ces conditions, le risque d'éboulement est augmenté, comme on peut le constater pour les conduits se développant à proximité d'un versant fissuré.

56– Si C_v = 3 C_h par exemple, la compression tangentielle aux piédroits est égale à 8 C_h, alors qu'elle est nulle en clé de voûte.

57Quand la pression verticale est supérieure à la pression horizontale, on remarque que la pression tangentielle est minimum sur l'axe vertical (clé de voûte) et maximum sur l'axe horizontal (piédroits).

b. Comportement mécanique d'un puits circulaire

58Dans un puits circulaire, que l'on peut assimiler géométriquement à une conduite forcée verticale, le rôle de la contrainte horizontale devient prépondérant. Mais cette contrainte horizontale est proportionnelle au poids des terrains sus-jacents.

c. Comportement mécanique d'une galerie à section rectangulaire

59En terrain calcaire stratifié, les galeries à section rectangulaire présentent une évolution classique. Contrairement aux conduits circulaires où joue l'effet de voûte, celles-ci subissent au départ de fortes contraintes au niveau du toit. Les étapes conduisant à la décompression et au foudroyage (effondrement) des bancs sont les suivantes :

• La contrainte verticale produit une légère déformation du banc par fluage. Dans la courbe contrainte-déformation du calcaire, on se situe donc dans le domaine élastique de la roche (fig. 287, n° 5). A ce stade initial, si on supprimait la contrainte, le banc reprendrait sa forme initiale.
• Lorsque le seuil d'élasticité de la roche est franchi, la déformation est irréversible. On voit apparaître de petites fissures dans le plafond et un écartement entre les bancs. Comme le calcaire n'est pas un matériau plastique à température normale et sous des pressions relativement faibles, le processus de rupture par cisaillement devrait intervenir aussitôt passé le seuil d'élasticité. Mais les conditions sont différentes. En effet, une zone décomprimée se développe au-dessus du plafond, entre la voûte actuelle en équilibre précaire et la voûte virtuelle de pression (redistribution des pressions), qui est soumise à la seule force de gravité.
• Pendant un temps variable, qui peut dépasser sans doute plusieurs millénaires, les bancs décomprimés et fissurés du plafond sont soumis uniquement à leur propre poids. Un état d'équilibre-limite s'instaure par flexion et arcboûtement latéral.
• Lorsque la portance du toit, qui supporte tout le poids de la zone décomprimée, est pratiquement dépassée, il est admis (en géologie minière) un cisaillement total des morts-terrains sus-jacents. En effet, comme le montre DUDEK et al. (1978), il se produit un déplacement gravitaire d'ensemble le long des plans de cisaillement de la masse décomprimée qui peut entraîner le foudroyage instantané de plusieurs bancs et l'obstruction du conduit. Mais il existe aussi fréquemment des effondrements successifs, banc après banc.

60Pour les galeries larges et les salles, compte tenu de la redistribution des pressions (voûte virtuelle en cloche ou en ogive), on observe une évolution ascendante en fontis caractérisé par un plafond en encorbellement. On peut assister aussi à un cisaillement des parois latérales qui augmente le volume de la zone décomprimée sus-jacente.

61Si le calcaire est massif, la résistance au cisaillement est plus grande en raison de l'absence de joints de stratification. L'évolution générale s'effectue par effondrement de coins successifs. En géologie minière, le stade initial débute, en plafond, par la rupture du premier coin. D'autres coins de décompression se développent latéralement, au niveau des piédroits. L'élargissement du conduit détermine un nouveau comportement mécanique de la voûte.

d. Comportement mécanique d'une voûte en ogive

62Dans les grands réseaux souterrains du massif de la Pierre Saint-Martin (PSM), creusés dans les calcaires massifs du Santonien, les voûtes d'équilibre en ogive sont bien conservées dans les secteurs les moins fracturés (galerie du Métro dans le gouffre de la PSM ; certaines galeries du gouffre Lonné Peyret...). Ce type de voûte en ogive, présent dans des conduits de 40 m de large, constitue la forme de stabilité idéale en roche massive : parois subverticales se rejoignant progressivement, à grande hauteur, comme pour une ogive de cathédrale. Théoriquement, la distribution des pressions est telle que le conduit a atteint un stade d'équilibre mécanique, sauf si la distance au versant est réduite. Dans le cas de la salle de la Verna dont le plafond se situe à 100 m à peine du talweg d'Arphidia, l'équilibre (provisoire) de la voûte est assuré par le poids des interfluves latéraux (compression en clé de voûte) (comm. orale, M. DOUAT).

63Dans les exemples cités, les grandes voûtes d'équilibre ne peuvent se former qu'au bout de plusieurs centaines de millénaires. En l'absence d'érosion et de dépôts fluviatiles, ces galeries demeurent relativement intactes pendant des millions d'années. Lorsque la liaison s'effectue avec l’exokarst, on aboutit à des avens géants.

e. Comportement mécanique des piliers dans un vide souterrain

64Dans l'endokarst, les piliers rocheux peuvent résulter de l'érosion fluviatile qui isole, par exemple, des gros piliers de "méandres". Autrement, il s'agit de formes résiduelles de parois, engendrées par la coalescence de conduits rapprochés, phénomènes connus dans l'élaboration de certaines salles.

65Dans les carrières souterraines, les pressions appliquées sur les piliers ont été étudiées (GOGUEL, 1959). La pression verticale s'exerce en priorité au centre du pilier, alors qu'à la périphérie la contrainte est moindre, ce qui augmente leur résistance. La contrainte horizontale étant nulle, GOGUEL admet qu'il se produit un frettage (ou serrage) de la partie centrale à partir de la périphérie du pilier, ou du toit et du mur.

f. Évolution du comportement mécanique en fonction de la distance au versant

66Quand une galerie s'enfonce perpendiculairement à l'intérieur d'un massif, les contraintes n'évoluent pas uniquement en fonction de la distance au versant, c'est-à-dire de la charge rocheuse située à la verticale. On s'est aperçu qu'il existait un étalement de la pression verticale lié à la hauteur et à la morphologie de la montagne (GOGUEL, 1959, p. 274). On distingue ainsi (fig. 288) :

• une zone décomprimée et fissurée, très proche du versant ;
• une zone médiane soumise à de fortes contraintes par étalement de la charge (contrainte principale oblique) ;
• une zone profonde soumise à de fortes contraintes par pression verticale directe.

67A proximité d'un versant peu décomprimé, la contrainte principale oblique serait comprise, selon GOGUEL, entre la verticale et la parallèle au versant. Pour un flanc escarpé ou une falaise, la tension produite par l'appel au vide provoque la fissuration de la roche et donc la décompression d'une tranche de terrain. Dans ces conditions, on a vu que la contrainte horizontale devient nulle, d'où l'instabilité des cavités recoupées par le recul des parois. Les exemples sont nombreux dans les falaises calcaires des Alpes et des Pyrénées. Ainsi, dans les parois du Pic d'Anie-Table des Trois Rois (Pyr.-Atl.), les anciennes grottes situées au contact Paléozoïque-Crétacé supérieur présentent de nombreux indices d'instabilité : galeries en méandres cisaillées, conduites forcées au plafond effondré et fracturé, trémies verticales sur fissures de détente et alimentées par les éboulis externe et la décompression des parois des cheminées.

3. Les dépôts clastiques endogènes et leur évolution

68Selon la nature de la roche et les conditions mécaniques du cisaillement, les dépôts clastiques peuvent être constitués d'écailles, de blocs irréguliers (calcaire massif), de strates (calcaire stratifié) ou de feuillets si la roche est schisteuse.

a. Les types d'accumulations (fig. 289)

69La morphologie des accumulations de blocs est variable. On discerne :

• des talus vrais et des dépôts sur pentes ;
• des cônes, à l'aplomb des fonds ;
• des chaos de fond de galerie ou de salle ;
• des trémies de base de puits, suspendues, coincées.

70Ces accumulations sont répandues dans les réseaux à fort cavernement, là où la fracturation du massif est dense et au niveau de contacts lithologiques contrastés. Les meilleurs exemples se situent dans la région de la Pierre Saint-Martin et sur le versant espagnol de Larra (photo 220 et fig. 290).

b. Les processus de remaniement

71Le devenir des remplissages clastiques endogènes conditionnent notamment le degré de colmatage des cavités. S'il n'y a pas évacuation de matière, la cavité tend à se boucher en certains points. Le principal processus de remaniement est lié à l'érosion fluviatile. Ainsi le phénomène de tassement-dissolution, décrit par RENAULT (1967-68), est possible lorsque la rivière souterraine circule entre les blocs ou à la base d'un talus. Par dissolution et transport des petits fragments, l'eau assure le tassement et l'évacuation d'une partie des dépôts clastiques.

c. Comportement d'une galerie subissant ou perdant une pression interne et possibilité de datation des écroulements (fig. 287, 4a-4b)

72Deux types sont connus dans l'endokarst : les conduits noyés et les conduits fossilisés. Selon la masse spécifique du contenu (eau ou remplissage), la pression interne n'est pas la même. Dans les deux cas, les contraintes exercées sur les parois et la voûte sont modifiées, de sorte que la disparition de l'eau ou du remplissage provoque une décompression de la roche et la formation de dépôts clastiques. Pour le détail des formules de contraintes, se reporter à HABIB (1982, p. 134).

73Dans une galerie circulaire en conduite forcée, fonctionnant en régime noyé, la disparition de l'eau n'entraîne pas d'écroulement en raison de la bonne distribution géométrique des pressions (voûte en plein cintre). En revanche, dans une galerie à section plus irrégulière, et préalablement colmatée par un remplissage, la destruction partielle de ce dernier provoque une décompression rapide de la roche.

74Prenons l'exemple de la galerie Aranzadi, dans le réseau de la Pierre Saint-Martin. L'Ensemble Principal de limons varvés, qui a totalement fossilisé la galerie pendant une période du Quaternaire moyen, a été ensuite partiellement érodée par la rivière souterraine il y a un peu plus de 220 000 ans. Dans les secteurs pariétaux et de voûte où ce remplissage a été déblayé, un observe un écaillage de la roche et la présence de blocs effondrés. Grâce à la chronostratigraphie détaillée d'Aranzadi, on peut dater la vitesse d'évolution mécanique des parois. Ces dépôts clastiques sont présents là où le plafond n'était pas encore stabilisé au moment de la phase glaciaire de fossilisation, en particulier au niveau de la voûte basse située en rive gauche. Ils ont tous moins de 200-250 000 ans (chap. XII).

75Contrairement aux voies minières et aux tunnels artificiels dont la vitesse du comportement mécanique est bien connue, l'endokarst ne présente généralement pas d'aussi bonnes possibilités de datation des effondrements. Quand un âge isotopique est disponible, il confirme la relative lenteur du processus dans les cavités karstiques.

d. Autres types de datations : scellement par concrétions et remplissages détritiques

76On peut donner un âge minimum aux dépôts clastiques en datant, par la méthode U/Th, les concrétions qui les scellent. Prenons l'exemple de la galerie du Ver, situés entre – 40 et – 100 m, dans le réseau de la combe des Foges (Platé, Haute-Savoie). A – 70 m, le conduit présente une section irrégulière, de 10 m de large sur 5 à 10 m de haut. En rive droite, un bloc scellé par plusieurs stalagmites a été basculé (concrétions inclinées). L'échantillon de stalagmite VS2, soumis à une analyse U/Th (C.E.R.A.K., Y. QUINIF), indique un âge de 118,9 ka (+ 20,3,-17,2 ka) (infra, fig. 296/A). Ce résultat isotopique préliminaire permet de tirer les conclusions suivantes :

• le bloc est tombé du plafond avant 102-139 ka compte tenu de la fourchette statistique ;
• le concrétionnement s'est produit pendant l'Eemien lorsque le bloc était à plat ;
• le bloc a été ensuite basculé après 102-139 ka, probablement par sapement au cours du Würm (actions érosives des torrents de fusion glaciaire).

77Photo 221 : Dans le réseau du BU56 vers – 670 m (Pyrénées, massif de Larra/Navarre). Amas de blocs de "calcaires des Canyons" dans la galerie du Rio de Budoguia au contact du socle paléozoïque (grès, schistes) facilement affouillable par la rivière souterraine.

78◊ Datation d'une ancienne phase de cisaillement du plafond d'une galerie : l'exemple des amas de blocs inférieurs d'Aranzadi (réseau de la PSM, Pyr.-Atl.) :

79Il s'agit d'une accumulation de gros blocs, épaisse de 5 à 10 m, qui recouvre le plancher de la galerie Aranzadi, en particulier au niveau du "méandre Martine" (chap. XII). Appartenant à l'Ensemble Inférieur, ce dépôt chaotique est recouvert par le puissant remplissage de limons varvés de l'Ensemble Principal. L'étude chronostratigraphique permet d'apporter les précisions suivantes :

• le remplissage de limons varvés a au moins 220 ka ;
• de plus, des blocs de l'Ensemble Inférieur sont scel lés par des planchers stalagmitiques érodés et datés à plus de 350-400 ka par U/Th (ex : échantillon 3ArSt-X, ²³⁰Th/²³⁴U = 1,039 +- 0,028) (analyse : CERAK, Y. QUINIF).

80On est ainsi en présence d'un remplissage clastique ancien remontant au moins au début du Quaternaire moyen (entre 700 et 400 ka). La galerie Aranzadi avait atteint son profil d'équilibre en ogive il y a plus de 400 ka, ce qui est sans doute le cas pour toutes les grandes galeries à voûte ogivale du réseau de la Pierre Saint-Martin (galerie du Métro). Pour ce type de vieux dépôt clastique, il est nécessaire de chercher d'autres dépôts associés et d'utiliser des méthodes d'études complémentaires (paléomagnétisme, téphrochronologie, TL, RSE sur spéléothèmes notamment).

81NB : pour la datation de l'écroulement de la salle de la Verna, cf. chap. XII.

C. ALLUVIONS SABLEUSES ET ALLUVIONS GROSSIERES : LES TERRASSES FLUVIATILES SOUTERRAINES

82Si les dépôts clastiques souterrains sont constitués par la fragmentation (cisaillement et décompression) des parois, du plancher et de la voûte des conduits, le remaniement de ces fragments par l'érosion fluviatile donne lieu à des remplissages alluvionnaires (sables, galets). Dans les réseaux de haute montagne, les alluvions fines (limons et argiles) sont souvent des dépôts exogènes ou mixtes (infra : III). Les sables et galets d'origine externe sont présents dans les conduits situés à proximité des entrées. Cependant, une pollution profonde en sables exogènes est possible lors des crues de fusion glaciaire, mais il n'est pas toujours facile de la déterminer sur place (granulométrie, pétrographie, morphoscopie, minéraux lourds...).

1. Granulométrie des alluvions

83La mesure de la taille des éléments et l'emploi des techniques granulométriques sont utiles pour connaître les conditions de transport et de sédimentation. Il existe plusieurs classifications fondées sur la dimension des éléments. Par commodité, pour la suite de la lecture, rappelons celle de A. CAILLEUX (1959) :

84– sables : 0,05-2 mm

• sables fins : 0,05-0,2 mm (50-200 µm)
• sables moyens : 0,2-0,5 mm (200-500 µm)
• sables grossiers : 0,5-2 mm (500-2000 µm)

85– granules : 0,2-0,5 cm (2-5 mm)

86– graviers : 0,5-2 cm (5-20 mm)

87– galets :> 2,5 cm (> 25 mm)

88La relation existant entre la vitesse du courant (v) et la dimension des éléments est donnée par le diagramme de HJULSTRÖM repris dans de nombreux manuels (ex : DERRUAU, 1967, p. 69 ; BÖGLI, 1980, p. 168). Les types de sédimentation interviennent pour les vitesses suivantes :

• sables : v <15 cm/s
• granules : v <40 cm/s
• graviers : v <100-110 cm/s
• galets de 50 mm : v <150 cm/s

89Il faut donc des vitesses de plusieurs m/s pour permettre le transport des gros galets (> 10 cm), conditions réalisées en hautes eaux (crues de fusion nivale) dans les galeries inclinées de la plupart des grands réseaux endokarstiques de montagne.

90L'utilité des courbes et indices granulométriques est connue (RIVIERE, 1977). En raison de la masse des données chiffrées, il convient d'utiliser des méthodes pratiques pour retenir l'essentiel de l'information. C'est le cas de la méthode de PASSEGA qui permet de caractériser, de façon simple et efficace, le mode de transport d'un sédiment (in RIVIERE, 1977, p. 45-49) ; nous l'utilisons dans le chapitre XII consacré aux remplissages d'Aranzadi.

91Ainsi, dans un diagramme dit CM (Centile, Médiane), à échelle bilogarithmique, on porte en ordonnées le centile supérieur (ou percentile 1 du côté le plus grossier et qui correspond en fait au grain le plus grossier) et en abscisses la médiane. Les points obtenus pour différentes analyses se distribuent dans des courbes-enveloppes typiques d'un mode de transport donné (fig. 291). Par exemple, les dépôts de roulement (sables) apparaissent en haut à droite alors que les sédiments de décantation totale sont visibles en bas à gauche. Malgré une certaine perte d'information, cette méthode a l'avantage de rassembler sur un seul diagramme de très nombreux résultats. En complément, on peut utiliser les analyses factorielles en composantes principales (ACP). Pour l'étude morphométrique des galets, on se reportera à CAILLEUX (1959).

2. Mise en place des terrasses et types de dépôts (fig. 292)

92Le transport, l'usure et la mise en place des terrasses fluviatiles hypogées dépendent à la fois du débit, des contraintes géométriques des parois et du profil en long. Ces facteurs déterminent la vitesse du cours d'eau et sa compétence (capacité de transport). La spécificité du milieu fluviatile souterrain se caractérise donc par la géométrie des galeries : présence de parois et d'une voûte plus ou moins rapprochées.

93Figure 291 : Diagramme MC (Médiane, centile) de PASSEGA avec ses courbes-enveloppes typiques. T. Suspensions pélagiques. SR = dépôts de suspension homogènes. RQ = dépôts de suspension gradés. QP = dépôts de suspension gradés et de roulement. PO = dépôts de roulement et de suspension gradées, (in RIVIERE, 1977).

94Le transport des sables se fait par roulage, saltation et suspension. Les galets se déplacent uniquement par saltation ou roulage. Ces modes de déplacement peuvent s'effectuer aussi bien en écoulement libre qu'en écoulement noyé. L'usure par les sables, en particulier de quartz, contribue au polissage des galets. En revanche, le roulage des galets permet leur émoussé.

95Une galerie large, à fond plat et à pente faible est favorable à l'établissement d'un lit uniforme de galets, sans terrasse latérale, l'eau circulant sur toute la largeur du conduit en période de crue. C'est le cas, par exemple, de la galerie active du réseau BU56 à la cote – 1100 m : l'eau circule dans un drain elliptique de 18 m de large et 6 m de haut tapissé par des galets de 10 à 20 cm de diamètre en moyenne (fig. 292/1). En étiage estival, le débit est de 0,5 m³ /s. En pointe de. crue de fonte nivale, il peut dépasser 20 à 25 m³/s. Dans le même réseau, et pour de tels débits, l'évolution est différente dans les galeries en canyons où dominent l'érosion mécanique par marmitage.

96L'existence de cônes de déjection souterrains est connue dans les grands réseaux du massif d'Anie (Pyr.-Atl.). Dans le fond de la salle de la Verna (PSM), au débouché du torrent cascadant, on observe un cône de déjection qui vient buter contre la paroi aval de calcaires dévoniens. Ce dépôt de galets s'étale sur 75 m de long et 70 m de large (fig. 345, photo 260, chap. XII). Les galets mesurent 5 à 25 cm de diamètre en moyenne. Quant aux pointes de crue, elles peuvent atteindre 10 à 15 m³/s.

97◊ L'étagement et de l'emboîtement des terrasses :

98Dans la plupart des cas, l'étagement des terrasses fluviatiles, en relation avec le creusement vertical des conduits, ne dépasse guère la succession suivante :

• terrasse inférieure actuelle, avec ou sans banquette de crue (fig. 292/2) ;
• terrasse supérieure suspendue, consolidée ou non (fig. 292/3).

99Les terrasses emboîtées sont présentes notamment lorsque la première terrasse a subi une phase de consolidation. La rivière entaille le remplissage induré et dépose une nouvelle terrasse emboîtée dans la première. Un exemple est donné par la galerie inférieure du sistema Badalona (traversée B15-B1), à proximité de l'émergence d'Escuain (Huesca, Espagne – infra fig. 295).

100Les systèmes complexes de terrasses étagées, elles-mêmes emboîtées dans un remplissage ancien, sont rares. L'exemple le mieux connu est celui de la galerie Aranzadi dans le réseau de la PSM (fig. 292/4, chap. XII). La conservation de tels dépôts se fait de deux façons : par abandon de l'activité du conduit — la rivière emprunte un nouveau trajet par soutirage ou recoupement latéral — et par consolidation des éléments.

D. LES CONGLOMERATS SOUTERRAINS

101Le processus d'induration par un ciment ou un revêtement carbonaté (au sens micromorphologique) est fréquent dans les remplissages détritiques de l'endokarst, en particulier dans les réseaux de basse et moyenne montagne de la zone tempérée. Bien que maintes fois signalés, les conglomérats souterrains sont mal connus. Leur distribution et la structure micromorphologique du plasma ou du revêtement montrent qu'il s'agit d'indicateurs paléoclimatiques intéressants à ne pas négliger, surtout quand ils sont liés à d'anciennes terrasses fluviatiles consolidées.

102La distribution des conglomérats — surtout des poudingues, parfois des brèches — ne s'effectue pas au hasard à l'intérieur des réseaux. Comme pour les spéléothèmes, ces formations sont beaucoup plus fréquentes sous le karst forestier que sous le karst supraforestier. Quand les conglomérats sont présents au-dessus de la limite supérieure actuelle de la forêt, ils traduisent une genèse héritée d'un contexte bioclimatique plus favorable qu'aujourd'hui, comme pour les brèches climatiques exokarstiques de haute montagne (chap. XV).

103L'étude micromorphologique du ciment est d'un grand intérêt car il est possible de retracer les différents épisodes de consolidation (interglaciaires) et de corrosion (glaciaires). Des lames minces ont été fabriquées à partir d'échantillons récoltés dans plusieurs grands réseaux de haute montagne : gouffres Jean-Bernard et TV1 dans les Alpes de Haute-Savoie, gouffre de la Pierre Saint-Martin dans les Pyrénées-Atlantiques, gouffre B15/Sistema Badalona dans les Pyrénées espagnoles (revers de Gavarnie, Huesca).

1. Exemples de conglomérats étudiés sur lames minces

a. Dans les Alpes de Haute Savoie (Plate et Haut-Giffre)

104◊ Échantillon HSTV1 (Réseau de la Tête des Verds, alt. 2170 m, Platé) :

105Il s'agit d'un poudingue scellé par un petit plancher stalagmitique prélevé à la cote – 450 m dans un ancien conduit semi-actif (galerie Bubon) (fig. 296/B). Cette formation a été fortement corrodée. En lame mince, sous le plancher sparitique à horizons micritiques pollués, on observe un poudingue à éléments variés (calcaire urgonien, grès albien, grès de Taveyannaz à faciès flysch). Le ciment gris, de type microbréchique, est composé d'une boue de calcite micritique noyant des grains de quartz et de glauconie (fig. 293). Ces sables ont une distribution porphyrique, avec un espacement à pas simple, selon la classification de STOOPS et JONGERIUS (in BULLOCK et al., 1985).

106Des limons varvés et indurés subsistent entre le plancher stalagmitique et le poudingue dans des coins de la surface érodée. Dans le même secteur de la galerie, on observe un plancher résiduel de varves consolidées. Une rétrospective chronologique est tentée plus loin (§ 2.b).

107◊ Échantillon V6/A (Gouffre Jean-Bernard, alt. 1870 m, Haut-Giffre) :

108Celui-ci a été récolté dans la conduite forcée inactive située à proximité de l'entrée inférieure V6 (fig. 296/C). Ce conglomérat présente de nombreux pores de dissolution dus à un remaniement postérieur. Selon l'échelle d'observation, on distingue plusieurs organisations :

• les éléments les plus grossiers sont des petits galets et des fragments mal usés (Urgonien surtout, Hauterivien quartzeux) de 5 à 20 mm de long soudés par un ciment microbréchique gris (fig. 294) ;
• au microscope, ce ciment microbréchique présente une distribution porphyrique des sables (diamètre de 100 à 500 µm : calcaire, quartz, glauconie, grains rouges...), avec un espacement serré ou à pas simple, dans un plasma jaunâtre micritique à microsparitique ;
• certains pores de dissolution ont été remplis par de la calcite sparitique. Ailleurs, le plasma micritique jaunâtre a été entièrement remplacé, après corrosion, par une cristallisation sparitique blanche. Il existe donc au moins deux phases d'induration séparées par un épisode de corrosion.

109◊ Échantillon V6/B (Gouffre Jean-Bernard, alt. 1870 m, Haut-Giffre) :

110Ce poudingue a été prélevé dans la même galerie d'entrée que l'échantillon V6/A (fig. 296/C). Les galets, plus grossiers, mesurent 1 à 4 cm de long. Le ciment gris-beige est également microbréchique, avec une distribution porphyrique (espacement serré ou à pas simple) des sables (grains de calcite sparitique, de quartz, de calcaire et quelques granules rouges). On observe également de nombreuses géodes (pores de dissolution) tapissées de cristaux de calcite sparitique transparente. Certains pores sont totalement revêtus par cette sparite.

b. Dans le réseau de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl.)

111Deux échantillons de poudingues ont été prélevés dans les terrasses fluviatiles étagées de la galerie Aranzadi, située en aval du réseau, au-dessus de la salle de la Verna (chap. XII).

112◊ Échantillon AR/97 : le squelette est composé de galets de nature variée : calcaire santonien, grès et schiste du socle paléozoïque, fragment de plancher stalagmitique. Le ciment gréseux (ou microbréchique), est constitué par des sables (quartz : 10-15 %, quelques grains pédologiques) pris dans une boue de calcite microsparitique ou micritique. La distribution des grains est porphyrique, comme à l'accoutumé, avec un espacement à pas simple.

113◊ Échantillon AR/103 : les éléments grossiers sont formés par des galets et des fragments assez anguleux (calcaires, schistes paléozoïques). Comme pour AR97, le ciment gris, microbréchique, est formé par des sables (quartz corrodés, quelques grands feldspaths à altération réticulée et flocons de micas) noyé dans une boue de calcite micritique. Une phase de corrosion a crée des pores de dissolution postérieurement remplis par de la calcite microsparitique à sparitique. Dans ces pores, on observe des particules sombres représentant une pollution volcanique par infiltration de tephra. On reconnaît de la hornblende basaltique (forme anguleuse, extinction N-S en lumière naturelle, légèrement roulante en lumière polarisée) et du basalte jaune sous forme de grains amorphes (déterm. S. POMEL). Magnétite, sphène et olivine n'ont pu être identifiés avec sureté.

c. Dans le gouffre B15/Sistema Badalona (Pyrénées espagnoles, prov. d'Huesca, alt. 2216 m)

114Le sistema Badalona forme actuellement une traversée spéléologique de 1149 m de dénivellation entre le gouffre B15 et la fuente de Escuain ou B1. Celui-ci est parcouru, sur plusieurs km, par une rivière souterraine assez riche en alluvions grossières (débit de plusieurs m³/s en hautes eaux). Des échantillons de poudingues ont été prélevés dans les parties amont, moyenne et aval du réseau (fig. 295).

115◊ Échantillon B15/E : celui-ci a été récolté à – 260 m, quand on parvient dans le premier réseau actif (petit collecteur amont). Il s'agit d'un poudingue dont des témoins résiduels sont encore accrochés à la paroi, 1,50 m au-dessus du lit du ruisseau. Les éléments ont une taille variant entre 5 et 20 mm pour les granules et graviers et 0,5 à 2 mm pour les sables (calcaire, quartz, grains rouges d'hydroxyde de fer). Le ciment est microbréchique avec une distribution porphyrique des micrograins (espacement à pas simple) et une boue gris-beige de calcite microsparitique à micritique.

116◊ Échantillon B15/J : ce conglomérat a été prélevé vers – 720 m, au niveau de "l'Embarcadère", après les grands puits intermédiaires de 116 et 50 m, dans un secteur riche en alluvions grossières. Il se présente sous la forme d'un plancher localisé à 1 m au-dessus de la rivière. Le squelette est constitué par des graviers de 5 à 10 mm de diamètre. Le ciment microbréchique est formé par des sables de quartz (+ quelques grains rouges remaniés et empruntés à de vieux remplissages tertiaires) et une boue gris-jaunâtre de calcite microsparitique. La distribution des micrograins est porphyrique avec un espacement à pas simple. L'ensemble est troué par quelques pores de dissolution.

117◊ Échantillon B15/O : celui-ci a été récolté vers – 1100 m, dans la galerie basse et active située à moins de 400 m de l'émergence (fuente de Escuain). Il s'agit d'un gros plancher de poudingue disposé 0,70 à 1,20 m au-dessus de la rivière. Le squelette est constitué par de petits galets (calcaire, quartzite), de 10 à 30 mm de long, soudés par un ciment carbonaté microbréchique. Ce dernier est lui-même formé par des sables de quartz et de calcaire, à distribution porphyrique (espacement serré) et par deux générations de cristallisation :

• un revêtement jaune-orangé, à calcite micritique, disposé autour des petits galets (calcitane) et pollué par des particules rouges ou brunes de 20 à 30 µm ;
• un plasma blanc et transparent, apparemment postérieur, de calcite microsparitique à sparitique.

118NB : La traversée spéléologique B15/B1 a été réalisée avec le concours de Jordi GUAL, de Barcelone, en compagnie de G. et A. MARBACH, que nous remercions.

d. Un cas particulier : les brèches

119Les brèches souterraines provenant de la consolidation de dépôts anguleux ne sont pas rares. Généralement, il s'agit de dépôts clastiques endogènes, mais il existe aussi des brèches provenant de la consolidation de fragments exogènes, d'origine glaciaire, ayant subi une faible usure (infra § III.B.1.b.). Plusieurs échantillons, à éléments endogènes, ont été prélevés dans le réseau de la PSM. La consolidation s'effectue :

• soit par un ciment gréseux (ou microbréchique) du même type que celui des poudingues décrit plus haut ;
• soit par un revêtement de calcite à gros cristaux disposé en pont et résultant de l'infiltration d'une calcite stalagmitique.

120◊ Échantillon Métro 1 : celui-ci a été récolté en amont de la Verna, dans la galerie du Métro. Les éléments anguleux de calcaires et de schistes mesurent quelques mm à plusieurs cm. On observe une distribution porphyrique, voire géfurique (le plasma forme des ponts entre les éléments grossiers), des fragments dans un ciment beige de type microbréchique. Les pores sont constitués par des vides d'entassement et/ou de dissolution. Le ciment gréseux est formé par des sables (quartz, grains rouges et noirs) noyés dans une boue de calcite micritique à microsparitique. On observe également des géodes tapissées par de la calcite blanche à gros cristaux.

121◊ Échantillon ME/366 : celui-ci a été aussi prélevé dans la galerie du Métro. Les éléments anguleux sont formés par des écailles de paroi (calcaires crétacés et grès paléozoïques). L'ensemble est scellé par un mince plancher stalagmitique de calcite columnaire (palissadique). Un revêtement gris-blanc soude les fragments par des ponts de calcite à gros cristaux (distribution géfurique) ; localement, il présente un faciès microbréchique, avec des particules de quartz, de calcaire ou de calcite. On remarque de nombreux pores (vides d'entassement et de dissolution) sans revêtement interne de calcite. En fait, cette brèche est constituée par une infiltration de calcite stalagmitique légèrement polluée par des microdébris.

2. Modalités de la consolidation et âge des conglomérats souterrains

122Les échantillons étudiés en lames minces, prélevés dans quatre grands réseaux des Alpes et des Pyrénées, montrent tous de grandes similitudes micro-morphologiques. On a affaire à un ciment carbonaté microbréchique, donc de nature gréseuse, lui-même formé par un squelette sableux (souvent quartz + calcaire) et un plasma de calcite microcristalline (micrite à microsparite). Dans tous les cas, la distribution des grains est porphyrique, généralement avec un espacement à pas simple.

123Le processus de consolidation s'effectue donc à partir d'une matrice sableuse à sablo-graveleuse qui assure le lien entre les galets centimétriques. La calcite d'induration se forme probablement dans un milieu de type épiphréatique, avec battance de nappes, évaporation et cristallisation. Les relations entre les galets et le ciment microbréchique sont semblables dans tous les échantillons : distribution porphyrique à espacement serré, avec très peu de vides d'entassement. Les pores existants sont dus à une corrosion postérieure. La distribution de type géfurique, avec ponts de ciment gréseux et vides d'entassement, n'a pas été remarqué. Parfois, on peut observer des cutanes de silts micritiques et une exsudation de la roche (figures de déplétion) qui imprègne le ciment gréseux, comme dans l'échantillon AR/103 de la galerie Aranzadi.

124La présence de pollutions diverses (c'est-à-dire de particules n'appartenant pas au contexte rocheux) dans le ciment microbréchique est intéressante à étudier. Les contaminations pédologiques peuvent renseigner sur la nature du contexte bioclimatique, que celles-ci soient dans la matrice fine originelle ou prises dans une calcite sparitique postérieure. Il ne faut pas les confondre avec les grains rouges, plus ou moins fréquents dans la fraction fine des alluvions souterraines, qui sont des éléments remaniés d'anciennes poches d'altérites (tertiaires ou plus anciennes) piégées dans l'endokarst et recoupées par les réseaux karstiques. Les pollutions éoliennes peuvent aussi se retrouver dans le ciment des conglomérats souterrains, en particulier les téphra qui sont des marqueurs chronologiques si l'on parvient à déterminer la signature minéralogique de l'éruption volcanique correspondante.

125Ainsi, une rétrospective chronologique est possible à partir de l'étude micromorphologique et des datations U/Th sur les spéléothèmes scellant les conglomérats.

a. Interprétation de l'échantillon AR/103 (réseau de la PSM)

126Les terrasses fluviatiles étagées de la galerie Aranzadi où a été prélevé AR/103 sont scellées par des concrétions stalagmitiques dont la plus ancienne actuellement datée, Ar-St-12, a 193,8 ka (+ 17,7, - 15,2 ka). Les quinze autres datations U/Th s'échelonnent entre 46,3 ka (+ 2,9, - 2,7 ka) pour Ar-St-16 et 172,9 ka (+ 10,2, - 9,3 ka) pour Ar-St-3. De plus, la surface qui ravine l'Ensemble Principal (puissant dépôt de limons varvés de 15 m d'épaisseur) est scellée par d'autres spéléothèmes dont le plus ancien, Ar-St-79 (A) atteint 222,2 ka (+ 33,4, - 24,9 ka).

127On peut donc penser que ces terrasses, et par conséquent les poudingues (toutes les terrasses à galets sont consolidées), ont été mises en place en gros entre 220 et 193 ka environ (chap. XII). Remarquons que le grand interglaciaire correspondant au stade isotopique 7 de la chronologie océanique se situerait entre 170 et 220-230 ka.

128L'étude micromorphologique sur lame mince, associée aux datations U/Th, montre que la phase de consolidation doit remonter à l'interglaciaire du stade isotopique 7, après l'écroulement de la Verna (entre 225 et 194 ka), la galerie devenant inactive. La phase de remplissage sparitique avec légère pollution de tephra dans les pores est encore difficile à préciser.

129Cette étude préliminaire de l'échantillon AR/103, replacée dans le contexte de la grande coupe de la galerie Aranzadi, montre quelle peut être la richesse d'informations (mais aussi de suppositions) contenues dans un conglomérat souterrain et la nécessité d'études à la fois détaillées et globales.

130NB : Les datations ont été effectuées par le C.E.R.A.K. (Y. QUINIF) de la Faculté polytechnique de Mons, Belgique. Se reporter au chapitre 12., tableau 75. (1 ka = 1000 ans).

b. Age d'autres conglomérats souterrains

131D'autres conglomérats endokarstiques, scellés par des concrétions stalagmitiques datées par la méthode U/Th, ont pu être replacés avec une précision variable au cours du Pléistocène récent et moyen. Quatre exemples complémentaires ont été pris dans plusieurs réseaux majeurs de Haute-Savoie et des Pyrénées espagnoles. Toutes les datations U/Th ont également été effectuées par le C.E.R.A.K. (Y. QUINIF).

132◊ Coupe de la galerie du Ver (réseau de la Combe des Foges/Platé, Haute-Savoie) :

133La coupe synthétique (fig. 296/A) représente les dépôts de poudingues et de blocs situés vers – 80 m dans la grande galerie du Ver qui plonge à 20°, dans le sens du pendage N, au contact des grès calcaires du Priabonien (plafond) et des calcaires sénoniens (plancher). La formation conglomératique est constituée par des galets atteignant 10 à 20 cm de diamètre. Celle-ci est corrodée et érodée ; de plus, elle est scellée par des stalagmites. Trois concrétions ont été prélevées : deux sur les poudingues (VS1 et FPLC/3), la troisième sur un bloc basculé (VS2). Les deux datations U/Th effectuées sur VS1 donnent les âges suivants :

• VS1/A = 32,8 ka (± 2 ka).
• VS1/B = 38,2 ka (± 3 ka).

134Cette plage chronologique se place dans l'interstade correspondant au stade isotopique 3, c'est-à-dire au Würm ancien-Würm récent. FPLC/3 indique un âge de 70,5 ka (+ 5,1, – 4,8 ka) qui se situe à la fin de l'interglaciaire Eemien s.l. (épisode de St. Germain II). La datation réalisée sur VS2 donne un âge de 118,9 ka (+ 20,3, – 17,2 ka) qui se place dans l'Eemien s.s., donc au début du stade isotopique 5.

135D'après ces datations, fiables sur le plan géochimique, on suppose avec une bonne probabilité que la consolidation s'est produite au cours de l'Eemien sd. Les alluvions sont donc rissiennes (stade isotopique 6) et dans tous les cas préwürmiennes. Comme les conglomérats et les stalagmites sont tous corrodés, on peut attribuer cette ou ces épisodes de dissolution-érosion au Würm, lorsque les torrents de fusion glaciaire balayaient les conduits de l'endokarst.

136◊ Coupe de la galerie Bubon (réseau TV1 ou de la Tête des Verds, Platé, Haute Savoie) :

137L'échantillon de poudingue HSTV1 (supra § La), récolté à la cote – 450 m, se situe à proximité de varves également très indurées dont il ne reste que des lames résiduelles, en place, mais très érodées (fig. 296/B). Le mince plancher stalagmitique qui scelle le conglomérat est insuffisant pour permettre d'obtenir une bonne datation U/Th. En revanche, à quelques mètres de là, une importante coulée stalagmitique et une stalactite, toutes deux très corrodées, ont été prélevées. Les analyses isotopiques indiquent un âge supérieur à 350 ka dans les deux cas :

• A3/C (coulée) : ²³⁰Th/²³⁴U = 1,07
• Al/C (stalactite) : ²³⁰Th/²³⁴U = 1,25

138Les deux échantillons sont donc à l'équilibre, avec cependant un problème géochimique pour A1/C qui dépasse nettement le rapport 1. Comme il s'agit de spéléothèmes très purs (absence de thorium détritique qui pourrait vieillir artificiellement l'âge radiométrique), on est sûr qu'ils ont plus de 350 ka.

139Par conséquent, on est en présence d'une branche ancienne du réseau abandonnée par le cours actif de la rivière. Là encore, on a affaire à des conglomérats du Quaternaire moyen ayant subi des épisodes d'érosion-corrosion au cours des crues répétées de fusion glaciaire, pendant les dernières glaciations.

140◊ Coupe de la conduite forcée du V6 (gouffre Jean-Bernard/Haut-Giffre, Haute-Savoie) :

141Les deux échantillons de poudingues étudiés plus haut (V6/A et V6/B : § 1.a), et dont il ne subsiste que des fragments accrochés en paroi ou des morceaux remaniés par les anciens torrents souterrains, ne sont pas scellés par des concrétions. Cependant, une grosse stalagmite (JB1), prélevée à proximité sur un petit bloc, donne un âge U/Th de 249,8 ka (+ 31,8, – 24,1 ka). Cette date suggère un âge relativement ancien pour ces conglomérats, ne serait-ce que par leur mauvais état de conservation. La consolidation se place encore dans le Quaternaire moyen, probablement avant 200-250 ka, tandis que plusieurs phases de corrosion-érosion provoque la destruction presque complète des dépôts.

142◊ Coupe dans le drain principal du BU56 à la cote – 1030 m (massif de Larra, Navarre-Esp.) :

143Au fond de la salle de Belagua, avant l'étroiture de – 1040 m, la galerie se rétrécit et présente en rive gauche un plancher stalagmitique, très corrodé, qui scelle un poudingue fortement induré de 80 cm d'épaisseur. L'ensemble a été recoupé par la rivière de sorte que la coupe transversale apparaît avec netteté (fig. 297).

144L'analyse isotopique U/Th sur le plancher (PBU5/C) indique un âge supérieur à 350 ka (²³⁰Th/²³⁴U – 1,14). La faible pollution en thorium détritique ou thorium 232 (²³⁰ Th/²³² Th _ 48) confirme que l'âge est supérieur à 350 ka, malgré le petit problème géochimique responsable du rapport Th/U> 1. La consolidation de cette vieille terrasse de galets se situe donc au minimum pendant la première moitié du Quaternaire moyen.

145Les conglomérats que l'on vient d'étudier présentent des éléments provenant en majorité de l'intérieur de la cavité. Cependant, la présence de galets ou fragments exogènes est fréquente dans les conduits proches des entrées et surtout des anciennes pertes glaciaires. A grande profondeur, les éléments exogènes relativement grossiers (> 1-2 mm) sont quantitativement faibles, comme par exemple dans le réseau TV1 à Platé en Haute-Savoie, où l'influence extérieure est représentée essentiellement par des particules d'origine variée (sables de quartz, pollutions pédologiques et éoliennes), voire par quelques graviers de grès de Taveyannaz.

146Les conglomérats à éléments exogènes majoritaires sont très reconnaissables quand il possède des galets allochtones non calcaires. Citons l'exemple péruvien du gouffre-perte de la sima de Milpo qui s'ouvre à 4000 m d'altitude au fond d'une haute vallée des Andes centrales. A la cote – 200 m, ce réseau semi-actif renferme de remarquables poudingues à éléments volcaniques de 5 à 20 cm de diamètre transportés par les anciens torrents proglaciaires (photo 223). Ce matériel exogène est issu des volcanites rouges paléozoïque du groupe Mitu situées quelques km en amont et charriées à proximité de la perte par les glaciers quaternaires (chap. VI).

III - LES REMPLISSAGES EXOGENES

147Les remplissages exogènes de l'endokarst de haute montagne, autochtones ou allochtones, sont de plusieurs types : glacières, dépôts périglaciaires et glaciaires absorbés par les cavités, limons varvés à farine glaciaire carbonatée, anciennes poches à remplissages rouges (ferralites, argile rouge) recoupées par les réseaux, pollutions fines (naturelles ou industrielles) (tableau 67). Avec les terrasses fluviatiles souterraines, auxquelles ils sont associés pour plusieurs d'entre eux, les dépôts exogènes ont une importance paléoclimatique de premier plan.

A. LES GLACIERES

148Les glacières forment des accumulations permanente de neige et de glace situées dans les puits et galeries d'entrée des cavités de haute et moyenne montagne. On en rencontre jusqu'à 200 ou 300 m de profondeur et sur plusieurs centaines de mètres de développement. Ces remplissages d'origine météorique sont traités ici car ils sont en relation étroite avec l'évolution morphologique des gouffres d'altitude et les dépôts détritiques des entrées de gouffres.

1. Historique des recherches

149Les glacières sont des phénomènes naturels connus des hommes depuis longtemps. En effet, elles ont été exploitées pour divers usages :

• production de glace à une époque où l'on n'en fabriquait pas ;
• lieu de conservation (chambre froide naturelle) ;
• alimentation d'appoint en eau dans les hautes régions calcaires à forte aridité estivale du pourtour méditerranéen et du Moyen-Orient (ex : Zagros/Iran, chap. V).

150A titre d'exemple, la glacière de Monlési, dans le Jura suisse (commune de Boveresse), a été exploitée à partir de la fin du XIX°S ; la glace servait à refroidir les caves des fromageries locales tandis qu'une autre partie était exportée en chemin de fer pour les brasseries parisiennes (SITTLER, 1971). Il en est de même pour nombre de glacières de Slovénie (ou ledenik en Slovène) qui ont été exploitées largement. N'oublions pas aussi l'aspect touristique : la grotte de glace de Dobsinska, en Slovaquie, a été équipée électriquement dès 1887 (NICOD, 1974 et reportage dans "Lectures pour Tous", octobre 1902, 5ème année, n°l). En Autriche, dans les Alpes de Salzbourg, l'accès à la fameuse grotte glacée de l’Eisriesenwelt a été aménagé au début du siècle.

151Dans son ouvrage : "Glacières or freezing caverns", BALCH (1900, réédition en 1970) livre un état de la question à l'échelle mondiale, travail remarquable pour l'époque. Ainsi, bien avant MARTEL, on apprend que la première glacière décrite dans la littérature — celle de "Chaux-les-Passavant" située dans le Jura franc-comtois — l'a été par le juriste POISSENOT en 1586 qui utilise le terme de froidière. Aux XVIII⁰ et XIX°S, les descriptions de glacières se multiplient, d'abord avec DE SAUSSURE (1796 – Voyages dans les Alpes), puis surtout avec MARTEL (1894 – Les Abîmes).

152Au XX°S, les glacières de moyenne montagne (entre 800 et 1700 m d'altitude) ont fait l'objet de plusieurs études en raison de leur originalité et de leur relative accessibilité. Citons, entre autres :

• l’Eisriesenwelt (alt. 1641 m, Tennegebirge, Autriche), la plus grande grotte glacée d'Europe, qui a donné lieu à une monographie remarquable (ANGERMAYER et al., 1926) ;
• l'ensemble des grottes glacées des Alpes de Salzbourg, en Autriche (ABEL, 1953 ; TRIMMEL, 1968).
• le Ghetarul de Scarisoara, dans les Monts Apuseni en Roumanie, dont le volume de glace est de 75 000 m3 (RACOVITZA, 1967 ; RACOVITZA et CRACIUN, 1970) ;
• la grotte de Dobsinka, en Tchécoslovaquie (Slovaquie/Slovensky Rudohorie), qui est la plus grande grotte glacée d'Europe centrale avec un volume évalué à 145 000 m3 (alt. 971 m) (cf. travaux de BENICKY, BLAHA, DENES, HALAS, OTRUBA, SOLTIS... dans la revue tchèque "Slovensky Kras") ;
• la glacière de Paradana, dans le karst forestier humide de Slovénie (Trnovski gozd/Yougoslavie, P = 3000 mm/an), dont le grand entonnoir d'entrée a servi de modèle bioclimatique en réduction pour représenter l'inversion des températures et des étages de végétation associés (depuis l'étage à Picea excelsa jusqu'à la pelouse alpine et au glacier) (MIHEVC et GAMS, 1978, reprenant des travaux antérieurs).

153Les glacières de haute montagne et de la zone subarctique ont été beaucoup moins étudiées en raison des difficultés d'accès. En Amérique du Nord, relevons les travaux de VINCENT (1974) sur les "Pryor Mountains" (Montana/U.S.A.), de SCHROEDER (1979) sur les grottes glacées de la Nahanni (TNW, Canada), de HALLIDAY (1954) pour l'ensemble des glacières connues des U.S.A. En Europe occidentale, citons les publications de DUBOIS (1958) et de SALVAYRE (1982) sur les cavités glacées du Mt. Perdu dans les Pyrénées franco-espagnoles, de MAIRE (1976) sur les glacières des Alpes franco-suisses. En Norvège, dans la région de Gildeskal, une glacière dynamique importante a été découverte dès 1907 dans le gouffre Greftkjelen (-315 m) ; dans la zone de Fauske, la grotte-gouffre de Svarthamarhola (dévelop. 1814 m) renferme une glacière statodynamique, dont un "lac de glace" de 30 m x 250 m (St. PIERRE, 1985). Dans les karsts alpins, de nombreux gouffres glacés sont signalés dans la littérature spéléologique.

154Signalons le célèbre glacier souterrain de Scarasson, dans le haut karst du Marguareis, près de la frontière entre l’Italie et les Alpes-Maritimes, qui a été découvert en 1960 par le club Martel de Nice. En 1962, ce site souterrain est utilisé pour la première expérience "hors du temps" de M SIFFRE. Les observations, mesures, prélèvements et photos qui ont été effectués, notamment pendant la campagne de 1963, sont d'un vif intérêt et mériteraient une suite (SIFFRE, 1975, p. 288-293).

2. Distribution altitudinale et zonale des glacières

155La conservation de la neige et de la glace, d'une année sur l'autre, dans une cavité repose sur les notions de piège à air froid et d'interactions entre la masse de neige et de glace accumulée d'une part, et de milieu souterrain protecteur d'autre part (microclimat entretenu par un processus de "rétroaction positive"). Ceci explique que Ton rencontre, sous les latitudes tempérées, des glacières situées largement sous la limite des neiges permanentes, d'abord dans le karst supraforestier (entre 1700 et 2500-2700 m), ensuite dans le karst forestier de moyenne montagne (entre 500-800 m et 1700 m).

156Cependant, la présence de glacières dans les karsts de moyenne altitude nécessite un climat hivernal froid et suffisamment humide, celui qui caractérise la forêt neigeuse pour reprendre l'expression de CORBEL (1957, p. 453). C'est le cas dans les karsts forestiers du Jura franco-suisse, des massifs subalpins (Vercors), de Slovénie (Yougoslavie), des Mts. Apuseni (Roumanie), des Carpathes polonaises (Tatry) et slovaques, du Caucase occidental (Géorgie, URSS)... L'une des glacières les plus basses, actuellement connue en France et dans le monde, se situe à 475 m d'altitude en Bourgogne (commune de Pasques, X = 791,00 Y = 2267,50). Il s'agit du gouffre du Creux Percé dont le vaste aven (25-35 m de diamètre, 43 m de profondeur) constitue un réceptacle pour la neige ; le fond est occupé par une glacière de 10 m de large tandis qu'un puits latéral étroit conduit à la grotte glacée Henri BERGER. Comme le fond de ces deux cavités ne communique pas avec d'autres conduits, le Creux Percé fonctionne en poche à frigories (DEGOUVE et DUSZ, 1987 et DELANCE, 1989).

157Sous les latitudes intertropicales, les hautes montagnes calcaires (Andes du Pérou et d'Équateur, Altos Cuchumatanes au Guatémalas, chaînes centrales de Nouvelle-Guinée) paraissent dépourvues de glacières en raison de chutes de neige négligeables entre 3700 et 4500 m (chap. VI et VII).

158Entre les latitudes tempérées (55-40° lat. N) et la zone intertropicale (25° lat. N – 25° lat. S), il existe des hauts karsts de type méditerranéen à subméditerranéen, à forte aridité estivale, qui renferme des glacières importantes localisées entre 1700 et 3600 m d'altitude selon les régions. En Méditerranée orientale, c'est le cas des Levka Ori et du Mt. Ida de l'île de Crète, au-dessus de 1600-1700 m (lat. 35° N). Au Moyen-Orient (Irak, Iran), citons le Zagros septentrional et central (lat. 36-32° lat. N) qui détient des glaciers souterrains au-dessus de 2400 m d'altitude (ex : chaîne de Kermanshah, chap. V). En Méditerranée occidentale, dans le Haut Atlas calcaire marocain (Jbel Ghat), des névières et des glacières ont été également observées, au-dessus de 3000 m, dans des puits d'entrée de 25 à 70 m de profondeur (Groupe VULCAIN, 1982).

3. Types et genèse des glaces souterraines

159Rappelons que les névières sont des formations temporaires de neige qui subsistent une partie de la saison estivale au fond des gouffres dénommés puits à neige. Certaines de ces névières peuvent présenter un petit culot résiduel, généralement de quelques m^3, à la fin de l'automne. L'année suivante, cette vieille neige basale disparaît au moment de la fusion d'été. On ne peut donc les assimiler à des glacières. En effet, une glacière dynamique doit présenter, au minimum, une masse permanente de neige et de glace de plusieurs dizaines à plusieurs centaines de m³ représentant la succession de nombreux cycles annuels (névé et glace stratifiés). Des volumes de plusieurs milliers à plusieurs dizaines de milliers de m³ sont assez fréquents dans les grands puits d'entrée des karsts haut-alpins s. l. (Alpes, Pyrénées, Caucase...).

160Cependant, les glaces souterraines se présentent sous différentes formes et ont des origines diversifiées. La classification "météorologique" de BALCH (1900) distingue des glacières statiques (poches à air froid) et des glacières dynamiques (cavités thermoventilées) alors que notre classification se fonde sur la genèse et la dynamique du remplissage de glace. Nous discernons les trois grands types suivants : les bouchons de glace sous-glaciaires, les glacières statodynamiques à glace de regel et les glacières dynamiques à névé d'entrée, mais il existe aussi des formes de transition associant plusieurs types.

a. Les bouchons de glace sous-glaciaires

161Un glacier de surface peut, lorqu'il recouvre une zone karstifiée, pénétrer localement dans des cavités s'ouvrant au niveau du plancher sous-glaciaire. L'exemple le plus connu est le bouchon de glace situé à l'extrémité amont de la grotte Castleguard (Alberta/Canada), juste sous la calotte du Columbia Icefield. Cette galerie elliptique inactive, de type conduite forcée, est fermée par un mur de glace à gros cristaux dans lequel des blocs sont enchassés. Cette obstruction, de longueur inconnue, est restée stable durant la période d'observation comprise entre 1972 et 1980. FORD, SMART et EWERS (1983, p. 445) l'interprètent comme une injection de glace basale du glacier Columbia. D'après le plan de la grotte, l'extrémité du conduit se situe à l'aplomb du glacier, à 2305 m d'altitude, alors que la surface de la calotte est à 2590 m (la charge de glace est donc de 285 m, ce qui explique aussi sa plasticité). Les auteurs ont montré que la composition isotopique en oxygène est identique pour les échantillons du mur de glace souterraine et de la glace prélevée à la surface du glacier.

162Au niveau d'un karst sous-glaciaire de type tempéré, cet exemple exceptionnel de Castleguard prouve que l'absorption de glace de glacier est possible dans les cavités du plancher. Mais la principale question est de savoir si, après le recul ou la disparition totale du glacier, ces bouchons souterrains de glace de glacier peuvent subsister, car certains auteurs envisagent une origine glaciaire (glaciers du Würm) pour expliquer les grandes glacières de haute montagne. Or, cette pérennité est peu probable pour les raisons suivantes :

• forte probabilité d'une absorption concentrée des eaux au moment de la fusion glaciaire et plus tard avec la fusion nivale ; dans ces conditions, le culot fond rapidement ;
• précarité de l'équilibre des microclimats hypogés, en particulier quand le régime de ventilation est modifié ;
• fragilité du bouchon résiduel s'il n'y a pas renouvellement de la glace par une forte alimentation neigeuse.

163Comme nous le verrons plus loin, ces derniers points sont prouvés par l'expérience : une glacière dynamique, même importante, diminue rapidement en volume si Ton bloque son alimentation en neige par fermeture artificielle de l'orifice du puits. Autre argument de terrain : sur les karsts proglaciaires des Alpes franco-suisses, déglacés à partir de 1860, nous n'avons pas observé de glace résiduelle de glacier dans les pertes actives, mais des glacières sont toutefois présentes dans des gouffres non absorbants situés à quelques mètres ou dizaines de mètres du glacier (ex : glaciers de Tsanfleuron/Diablerets et de Téné-het/Wildhorn en Suisse occidentale, photos 224 et 225). Les bouchons proglaciaires sont donc récents.

164◊ Un exemple de glacière proglaciaire : "Triglavska Brezno" (Yougoslavie)

165Cette glacière de Slovénie (Yougoslavie) a été explorée dans les années 1950-60 (GAMS, 1961), puis à nouveau en 1977 (PREISINGER, 1977). Elle se situe sur le front du glacier résiduel du versant N du Triglav (2864 m), à 2426 m d'altitude (photos 226 et 227. Cet emplacement est d'un grand intérêt, car le gouffre était encore recouvert par le glacier du Triglav au début du siècle. Actuellement, il est occupé jusqu'à – 249 m par des formations de glace représentant un volume de plusieurs dizaines de milliers de m^3, voire beaucoup plus. A – 100 m, la cavité s'ouvre sur un vaste puits-faille de 150 m de profondeur totale et de 40 x 15 m de section, rempli dans son tiers inférieur par un culot de glace dont le volume visible dépasse 30 000 m³ ; mais on ne connaît pas l'épaisseur totale de ce bouchon terminal. En raison de la taille considérable de cette ancienne cavité sous-glaciaire, il est normal qu'elle ait absorbé une grande quantité de glace dont les remplissages actuels en sont les témoins. En effet, nous avons observé que le grand orifice du gouffre est occupé par une langue de glace vive, masquée au début par la neige récente, et aujourd'hui coupée du glacier (photo 227). Cette langue souterraine est donc une relique récente de l'injection de glace de glacier qui devait obstruer totalement le conduit.

166De nos jours, "Triglavsko Brezno" est une glacière proglaciaire (à glace de glacier) se transformant progressivement en glacière dynamique : l'eau de fusion glacio-nivale regèle en profondeur tandis que le sommet est alimenté par les abondantes neiges hivernales (P> 2500-3000 mm/an).

b. Les glacières statodynamiques à glace de regel

167Ces glacières, que nous avons déjà décrites (MAIRE, 1976,1980,1982), sont formées uniquement par de la glace vive provenant du regel de l'eau souterraine issue de la fusion nivale, dans l'atmosphère à température négative de la cavité. Il ne faut pas confondre ce type de glace avec la glace de regel se formant à la base des glaciers tempérées et qui est responsable de la précipitation des croûtes carbonatées sous-glaciaires (chap. VIII).

168◊ Distribution géographique :

169On rencontre des glacières statodynamiques dans la plupart des karsts de montagne des régions tempérées, entre 700-800 m et 2500-3000 m d'altitude. Par contre, on n'en connaît pas encore, semble-t-il, dans la zone intertropicale. Dans les Alpes, les plus importantes se situent dans les massifs subalpins français (du Dévoluy au Haut-Giffre), en Suisse et surtout dans les Préalpes autrichiennes (Dachstein, Tennengebirge...). Dans les Pyrénées, les plus connues sont celles du Marboré-Mt. Perdu (DUBOIS, 1958). Dans le karst Slovène, très humide, on en connaît à basse altitude, comme Ledena Jama (alt. 805 m) qui est localisée sur le Mt. Stojna près de Kocevje (NOVAK, 1972). Rappelons aussi les grandes grottes glacées de Slovaquie (Dobinska, Demanova) et de Roumanie (Scarisoara). Il en existe aussi à moyenne altitude en Ukraine (U.R.S.S.) comme, par exemple, la grotte glacée de Vskrytaya (DUBLYANSKY et LOMAEV, 1980, p. 123).

170Dans les Rocheuses américaines et canadiennes, ce type de glacière est assez fréquent entre 2000 et 3000 m d'altitude. Aux U.S.A, citons celles :

• de la région du Grand Teton (Fossil Mountain Ice Cave, alt. 2806 m, Mt. Bannon-Teton Canyon Shelf) au Wyoming (HILL et al., 1976) ;
• des Pryor Mts. (Big Ice Cave, alt. 2295 m) et des Big Snowy Mts. dans le Montana (CAMPBELL, 1978).

171Au Canada, citons aussi celles (THOMPSON, 1976) :

• de Crowsnest Pass (The Glittering Ice Palace, Ice Hall...), de Plateau Mountain area, de Bragg Creek area (Canyon Creek Ice Cave) dans le Sud de l'Alberta ;
• du premier canyon de la Nahanni (grotte Valérie, plus de 350 m de galeries englacées) dans les Territoires du NW (SCHROEDER, 1979).

172◊ Genèse et conditions spéléoclimatiques :

173Généralement, ces glacières ne sont pas directement alimentées par des accumulations de neige (cas des glacières dynamiques) et se développent souvent dans des grottes subhorizontales. Elles ont été remarquées et étudiées en premier (Eisriesenwelt/Autriche) en raison de leurs phénomènes spectaculaires : dômes, coulées, draperies, stalactites, stalagmites, colonnes. Comme le remarquent DUBOIS (1958) et SALVAYRE (1982) pour les grottes glacées du massif du Mt. Perdu-Marboré, on distingue également :

• une glace transparente et vitreuse, de nature amorphe, de loin la plus abondante ; elle peut renfermer de petites bulles d'air et des débris divers (fragments détritiques, limons éoliens...) ;
• une glace cristallisée due au gel des eaux de condensation (givre et cristaux de paroi).

174Ainsi, dans le Chourum Napoléon (alt. 2525 m, Dévoluy/Hautes-Alpes), qui se développe sous le haut plateau de Bure, la glace de regel remplit des galeries, sur plus de 400 m de développement, sous la forme d'un plancher transparent ; ce dernier montre, dans son épaisseur (1,5-2 m), plusieurs couches de glace séparées par des surfaces de discontinuités (fig. 14).

175La transformation de la glace vitreuse par réchauffement, par exemple, au moment de la lente fusion des stalactites de glace, fait apparaître un système de cristallisation engrenée. Sa minéralisation est toujours plus faible que l'eau d'infiltration. Ainsi, dans la grotte de l'Ermoy (Criou/Haute Savoie), le teneur en Ca⁺⁺ est de 5 à 12 mg/l pour les stalagmites de glace de regel contre 46 mg/l pour l'eau de percolation (chap. IX).

176Comme l'indique leur qualificatif, les glacières statodynamiques sont caractérisées par une dynamique lente. En haute et moyenne montagne, on les rencontre :

• dans des cavités de type poche à air froid (absence de thermoventilation avec un autre orifice). Ex : cave à glace des Fis (alt. 2250 m, Platé/Haute Savoie) – Grotte "Ghetarul de la Scarisoara" (alt. 1150 m, Mts. Apuseni/Roumanie) – "Big Ice Cave" (alt. 2493 m, Pryor Mts., Montana/USA) ;
• dans des cavités à plusieurs entrées (thermoventilation active), la grotte inférieure, aspirante l'hiver, jouant le rôle de glacière. Ex : Eisriesenwelt (alt. 1641 m, Tennengebirge, Autriche) – Rieseneishöhle (Dachstein, Autriche) – Chourum Napoléon (alt. 2525 m, Dévoluy, Hautes Alpes) – Grotte Casteret (alt. 2690-2715 m, Marboré, Pyrénées espagnoles).

177Dans ces deux types de cavités, on a piégeage d'air froid (<0°C) pendant l'hiver, soit par gravité pour les poches, soit par aspiration pour les grottes thermoventilées, l'air interne plus chaud que l'air extérieur étant repoussé et expulsé vers les orifices supérieurs. Dans les karsts haut-alpins, les entrées supérieures soufflantes sont reconnaissables, car la neige, en fondant régulièrement au contact de l'air "chaud" (T> 3-4°C), ne peut les obstruer (entrée du gouffre du Ver/réseau de la combe des Foges, alt. 2176 m, Platé/Haute-Savoie).

178L'air froid ainsi piégé dans ces grottes gèle l'eau contenue ou parvenant dans la cavité : sous forme de givre pour l'eau de condensation, et surtout sous forme de masses de glace amorphe à partir des eaux d'infiltration. Dans la plupart des exemples, l'eau de percolation provient de la fusion du manteau neigeux externe. Toutefois, des grottes peuvent piéger à leur entrée des cônes de neige qui, en fondant progressivement, alimentent la glacière statodynamique située en contre-bas. Ce dernier cas est illustré par l'une des plus grandes glacières statodynamiques des USA, "Big Ice Cave", dont le renouvellement en glace de regel est produit à la fois par la fonte de la neige de surface et par celle de la congère disposée à l'entrée (VINCENT, 1974).

179Les explorations hivernales que nous avons effectuées dans les gouffres des Alpes françaises du Nord (avec M. BUGNET, N. PORRET, L. BOUCLIER, le SCL, le GEKHA...) ont montré que la formation de la glace de regel commençait dès l'automne, avec les premières chutes de neige et petites phases de fusion associées (coulées de glace apparues à la fin septembre 1974 dans les puits d'entrée du gouffre du Solitaire-réseau de la combe des Foges/Platé). Autre exemple, dans les puits d'entrée du gouffre Berger (alt. 1460 m, Vercors), nous avons également observé (avec A. MARBACH et J.-L. ROCOURT), au début de l'hiver, des coulées de glace de regel qui recouvraient les cordes préalablement installées.

180Pour les karsts haut-alpins, la phase principale de regel se développe au début du printemps, quand la fusion nivale est encore modérée, soit de la mi-mars à la mi-mai. En juin, et surtout en juillet, l'excès d'eau de fusion nivale devient un obstacle à la genèse de la glace souterraine (surplus de calories) ; de plus, c'est à la fin du printemps et au début de l'été qu'intervient l'inversion de la ventilation pour les cavités glacées à plusieurs orifices : l'air chaud extérieur pénètre par les entrées supérieures tandis que l'air froid de la glacière est expulsé au niveau de la grotte inférieure selon le processus du tube à vent. On observe donc deux saisons thermiques dans les cavités de montagne :

181(1) un hiver souterrain se subdivisant en deux parties :

• de novembre-décembre à février-mars : piège à frigories et premières glaces de regel ;
• de mars à mai : fort développement de la glace de regel ;

182(2) un été souterrain se subdivisant aussi en deux parties :

• de juin à août : fusion hypogée maximum ;
• de septembre à octobre-novembre : ralentissement de la fusion hypogée et possibilité de formation des premières glaces de regel de saison froide.

183Dans les glacières statodynamiques de moyenne altitude, comme dans la grotte roumaine de Scarisoara,

184RACOVITZA et CRACIUN (1970) indiquent que les stalagmites de glace sont soumises à une période de croissance de décembre à mai (maximum d'avril-mai) et à une période de décroissance débutant en juin (minimum d'automne). Ces deux saisons thermiques correspondent sensiblement à celles qui règnent dans les glacières de haute montagne. Les mesures précises effectuées par ces auteurs montrent que l'évolution morphlogique de la masse glaciaire de la Scarisoara est lente et se manifeste par un déplacement progressif de "l'épicentre" de celle-ci. Le qualificatif de statodynamique, d'abord cité par FRANKE et BÖGLI (1965, p. 44), puis repris par l'auteur (MAIRE, 1976), convient donc pour ces glacières.

c. Les glacières dynamiques à glace de névé

185Ces glacières se développent principalement dans des puits verticaux ou obliques et à la base de ceux-ci, et peuvent être accompagnées par des formations de glace de regel temporaires ou permanentes. Au départ, il s'agit de remplissages de neige se transformant, par diagenèse glaciaire classique, en névé, puis en glace macrocristalline stratifiée. Ce type de glacière est le plus répandu dans les karsts de haute montagne ; en outre, c'est lui qui assure en grande partie, par sa fusion progressive, le débit d'étiage estival des rivières souterraines et des émergences des karsts haut-alpins (chap. IX). Ce rôle hydrologique des neiges et glaces souterraines est également connu, par exemple, dans le haut karst de l'Arabika (Géorgie, Caucase occidental/URSS) cité par KIKNADZE (1965).

186◊ Distribution géographique :

187Une recension des glacières dynamiques des Alpes, des Pyrénées, du Caucase, du Haut Atlas marocain, de Crète, du Taurus, du Zagros et des Rocheuses américaines, montre que les plus importantes en volume sont localisées dans les hauts karsts du domaine tempéré humide (Alpes, Pyrénées, Caucase). On en connaît aussi en Europe centrale, dans les Carpathes polonaise (Tatry) et en Scandinavie.

188L'une des plus grandes glacières dynamiques connues se situe dans le gouffre Snezhnaya (-1370 m), dans le Caucase occidental (massif de Bzybsky, Géorgie/URSS). Celle-ci présente deux parties distinctes (d'après LILIENBERG, LEBEDEVA et MAVLJUDOV, 1980) (fig. 299) :

• une glacière sise dans le puits d'entrée, profond de 150 m, et dont le volume n'a pas été calculé ;
• une glacière placée à la base de la première, dans la “grande salle". Ce cône de glace inférieur, alimenté par la glacière suspendue du puits, mesure 100 m x 60 m, pour une épaisseur de 20 à 30 m et un volume de plus de 60 000 m³. Sa partie centrale est percée par un puits, de 10 à 15 m de diamètre et de 23 m de profondeur, creusé par une cascade tombant d'une cheminée.

189De nombreuses autres glacières dynamiques sont connues dans le Caucase occidental. Signalons celles

190(DUBLYANSKY et ILJUKHIN, 1982) :

• de l'entrée du gouffre Akhtiarkaya (-390 m/+ 20 m, alt. 2520 m, massif de l'Arabika) ;
• de l'entrée du gouffre Vakhouchti (-240 m, alt. 2125 m). Dans cette région humide du Caucase (Géorgie), les précipitations sont supérieures à 2200-2400 mm/an au-dessus de 1600 m d'altitude ; ainsi, la station d'Avadkhara (alt. 1600 m) reçoit 2481 mm/an, dont 881 mm en décembre-janvier-février (TINTILOZOV, 1976, p. 42). Ces valeurs sont de l'ordre de celles des karsts des massifs subalpins des Alpes franco-suisses. Ailleurs en URSS, d'autres glacières dynamiques ont été observées : en Ukraine (DUBLYANSKY et LOMAEV, 1980), dans l'Oural... et peut-être en Asie centrale (Tian chan, Altaï) malgré des précipitations plus faibles du fait de la continentalité.

191Dans les hauts karsts méditerranéens méridionaux, les glacières existent, mais elles sont généralement plus petites. Cela tient à des précipitations plus faibles et à des étés chauds. En revanche, les Levka Ori, en Crète occidentale (P = 2000 à 3000 mm/an), possèdent de grosses glacières ; mais les plus volumineuses n'ont pas été mesurées (chap. III). Dans le Djurdjura (Algérie), où les précipitations sont également abondantes (P> 2000 mm/an au-dessus de 1700 m), les glacières dynamiques sont fréquentes au-dessus de 2100 m, entre L'Akoukert et le Ras Timédouine (COLLIGNON et MAIRE, 1984). La plus remarquable est celle de l'Anou Theldj (alt. 2100 m), le glacier souterrain s'échelonnant de – 10 m à – 210 m, dans une galerie en méandre large de 5 à 12 m et longue de 400 m. C'est la plus importante d'Afrique du Nord avec un volume dépassant plusieurs dizaines de milliers de m³ (RODRIGUES et DJURDJURA 2000,1984).

192Dans les hauts karsts des Rocheuses américaines, les glacières dynamiques importantes sont rares, sans doute en raison de la faiblesse des précipitations. VINCENT (1974) cite une valeur de 450 mm/an, à plus de 3000 m d'altitude, pour les Pryor Mountains du Montana. Les inventaires spéléologiques du Wyoming et du Montana n'en n'indiquent que quelques-unes, souvent de volume médiocre :

193(1) Wyoming (d'après HILL et al., 1976) :

• dans les Bighorn Mts. : Snow Cave (alt. 2501 m, dévelop. 191 m), avec un cône de neige permanent (forme de transition entre névière et glacière) ;
• dans le Teton Canyon Shelf : Love's Pit (alt. 2769 m), avec un aven de 25 m de diamètre renfermant à-12 m une petite glacière dynamique de quelques centaines de m³

194(2) Montana (d'après CAMPBELL, 1978) :

• dans Scapegoat Mountain (Blackfoot Range) : nombreux puits à neige et petites glacières dynamiques vers 2400-2500 m d'altitude ;
• dans les Pryor Mountains : à côté des glacières statodynamiques importantes déjà signalées, il existe une glacière dynamique de type mixte ; il s'agit de Red Pryor Ice Cave (alt. 2408 m) qui est constituée par un gros cône de neige se transformant à la base, surtout par fusion, en socle de glace de regel (VINCENT, 1974). Son volume total doit dépasser 10 000 m³

195◊ Genèse et conditions spéléoclimatiques :

196Pour perdurer, les glacières dynamiques ont besoin, chaque année, d'une alimentation importante en neige. Les grandes glacières dynamiques se développent donc dans des puits de grandes dimensions et sous un climat montagnard humide. Les expériences consistant à fermer artificiellement l'orifice de ces puits montrent qu'il existe une diminution importante du volume de glace souterraine au cours des années suivantes (glacière du puits du Solitaire/réseau de la combe des Foges à Platé – expérience effectuée en 1974-75 avec le Spéléo-Club de Lyon). De même, dans la glacière dynamique du gouffre A3 (Vallon de Bossetan/Haut-Giffre), après bachage de l'entrée en 1978, le volume de glace est passé de 4600 à 2550 m³ en 1981 et à 2150 m³ environ en 1983 (d'après VON ALLMEN, 1984). En 1988, le volume a encore baissé et la glacière va disparaître dans un futur proche (comm. orale A. MARBACH).

197Dans les hauts karsts continentaux à précipitations médiocres (<500 mm/an), comme ceux des Rocheuses américaines (Montana) ou d'Asie centrale (Tian Chan), les glacières dynamiques sont rares et souvent maigres. Dans les karsts d'altitude du Moyen-Orient (Zagros du NW), ce type de glacière est un peu plus développé car les précipitations atteignent ou dépassent 800 à 1000 mm/an au-dessus de 2000-2500 m d'altitude et tombent essentiellement en hiver, donc sous forme de neige.

198Une glacière dynamique typique, comme celle du gouffre CP1 (alt. 1950 m, Haut-Giffre/Hte.-Savoie), présente en été la structure verticale suivante (fig. 300) :

1. un cône de neige fraîche hérité de l'hiver précédent ;
2. un névé stratifié constitué de couches de neige tassée, en cours de recristallisation, et soulignées par des lits annuels de poussières éoliennes (photo 230). Ce névé, dont les couches mesurent 1,50 à 30-40 cm chacune en fonction de la profondeur, forme souvent un bouchon suspendu dans le puits d'entrée. Des dépôts temporaires de glace de regel l'accompagnent fréquemment ;
3. un glacier inférieur constitué par une masse compacte de glace finement stratifiée (succession de couches centimétriques claires et sombres), à cristaux polyédriques et à lits de poussières (les mêmes que celles du névé sus-jacent) ;
4. une moraine de fond avec des blocs enchassés dans la glace ;
5. des coulées et piliers de glace plastique, à gros cristaux, peuvent provenir de cheminées et conduits adjacents (photos 231 et 232).

199Cette structure verticale ou latérale d'une glacière dynamique est similaire, en réduction, à celle d'un glacier externe et le processus de diagenèse neige-glace est sensiblement le même. On observe successivement le passage :

• de la neige fraîche au névé récent (premières couches de neige tassée) ;
• du névé récent au névé dur en cours de recristallisation ;
• du névé dur à la glace stratifiée polycristalline.

200Le processus obéit au phénomène de tassement (écrasement et engrenage des cristaux sous l'effet d'une première fusion). Le développement de la fusion, par transfert vertical de l'eau dans le névé, provoque une recristallisation interne car la partie profonde de la glacière est plus froide. Cette diagenèse aboutit peu à peu à l'expulsion de l'air situé dans la maille intercristalline et à la limite des couches annuelles. Le culot basal de glace stratifiée peut présenter, en fonction de l'importance de la glacière, des centaines de couches. Dans l'exemple de Scarasson (Marguareis/Alpes du Sud), SIFFRE (1975, p. 56-57) a montré que le socle de glace stratifié était animé de mouvements lents illustrés par la présence de failles fermées, au tracé irrégulier.

201Cette glace rythmée, à alternance de couches claires et sombres (présence de lits de poussières limono-argileuses), est formée par des cristaux polyédriques pouvant atteindre plusieurs cm de diamètre. Dans la glacière CPI (Haut-Giffre), nous avons observé la plasticité de cette glace ; celle-ci s'insinue dans des étranglements, des conduits et des cheminées, en prenant des formes variées : piliers, coulées torsadées, coulées obliques ou horizontales... (fig. 300, photos 231 et 232). A la base des glacières de Scarasson et du CP1, on remarque une moraine de fond constituée par des blocs plus ou moins enchassés dans la glace et cheminant avec la dynamique lente du culot. Cette dynamique est plus rapide au niveau du névé supérieur où les effondrements sont fréquents au cours du tassement et de la fusion estivale (cisaillement et chute de pans du névé, chutes de blocs rocheux).

202L'exploration des glacières dynamiques présente donc toujours un danger comme nous avons pu le constater à plusieurs reprises (culot suspendu du gouffre de la Tête des Verds/Platé, glacières du massif de la PSM/Pyr.-Atl.). L'expérience de M. SIFFRE, longue de deux mois, au pied de la glacière de Scarasson révèle encore mieux l'intense activité de ce type de glacière : chutes de glace, éboulements des parois décomprimées, mouvement de la moraine basale... autant de phénomènes brutaux qui ont aggravé la difficulté du séjour souterrain (SIFFRE, 1975, p. 70-75).

203Comme pour les glacières statodynamiques, les conditions spéléoclimatiques sont de deux types : poches à air froid (sans ventilation avec un autre orifice), cavités thermoventilées à cause de plusieurs ouvertures (aspiration estivale du CP1/Haut-Giffre ou du puits du Solitaire/Platé). En hiver, les gouffres souffleurs (T> 2-3°C) à large entrée permettent une bonne absorption de la neige. Cependant, cette ventilation peut disparaître par obstruction massive de neige ; la salle d'entrée, comme celle du CP1, se transforme alors en "chambre froide".

204Dans les hauts karsts méditerranéens, à été chaud, l'aspiration estivale n'est pas favorable à la conservation des glaces souterraines. Ainsi, dans le Djurdjura (Algérie), le gouffre du Léopard (ou Anou Ifflis, alt. 2150 m) aspire l'air chaud extérieur selon le gradient thermique suivant :

• T = 23°C à l'entrée (cote 0, à l'ombre/fin juillet, 10 h 30)
• T = 15°C à-15 m
• T = 8,5°C à – 87 m (au sommet du P90)
• T = 6,5°C à-180 m (base du P90)

205En revanche, la grande glacière de l'Anou Theldj, située 350 m au NW, présente une thermoventilation inverse : aspiration hivernale de l'air froid et de la neige dans un vaste conduit, et régime estival soufflant (fonctionnement en tube à vent avec l'entrée supérieure proche du gouffre A5).

206Si l'on perturbe volontairement le régime de ventilation d'une glacière dynamique (sans modifier l'alimentation en neige), on peut provoquer une fonte estivale supérieure à la normale. Ce phénomène a été observé par les spéléologues russes dans le Snezhnaya : en 1971, lors de l'élargissement du passage dans les blocs situé à l'extrémité de la "Grande Salle" (et conduisant au réseau profond), la ventilation aspirante, déjà à caractère permanent, a été fortement augmentée en été, provoquant une pénétration supplémentaire d'air chaud et la fusion accélérée du grand cône de glace stratifiée (d'après LILIENBERG et al., 1980) (supra, fig. 299).

4. Évolution des glacières à long terme et signification climatique

207La fusion progressive des glacières, au contact de la roche et de l'air, provoque un renouvellement total de la masse glaciaire qui varie selon le volume et l'épaisseur de celle-ci. Pour la glacière de Monlési, située dans le Jura suisse (alt. 1140 m, 10 000 m³), SUTLER (1971) estime que le cycle de renouvellement dure 100 à 150 ans. Il est supérieur à 500 ans dans le Snezhnaya où 500 strates on été dénombrées (LILIENBERG et al., 1980). Il est également supérieur à plusieurs siècles dans Scarasson (Marguareis), dans les grandes glacières de Haute-Savoie, d'Autriche (Eisriesenwelt), de Roumanie (Scarisoara), de Tchécoslovaquie (Dobinska).

a. Évolution-type des glacières du Haut-Giffre du Würm à aujourd'hui

208Dans plusieurs schémas évolutifs inspirés des glacières dynamiques et statodynamiques du Haut-Giffre (Hte.-Savoie), on observe les phases suivantes :

• Au Würm (fig. 301) : lorsque le glacier recouvrait le karst, la glace de ce dernier pénétrait dans les orifices les plus larges, jusqu'à une profondeur variable (plusieurs dizaines de mètres au moins), formant des glacières de type sous-glaciaire. Ces bouchons de glace de glacier n'empêchaient pas l'absorption des eaux de fusion, d'où le rôle hydrologique capital joué par l'absorption endokarstique des eaux de fusion sous-glaciaires riches en farine carbonatée (infra C.2. et chap. XII).
• Au Tardiglaciaire : lors du recul du glacier, les bouchons souterrains de glace de glacier n'ont pas subsisté longtemps dans les cavités de petites et moyennes dimensions. Dans les grandes cavités, ceux-ci se sont transformés en glacières dynamiques par alimentation directe en neige.
• Pendant l'Holocène : les glacières ont évolué en fonction des fluctuations climatiques, s'accroissant (refroidissement du "Petit Age Glaciaire"), diminuant ou disparaissant après 1860-1900.
• Aujourd'hui (fig. 302) : en hiver, les glacières dynamiques absorbent une quantité de neige qui est fonction de l'importance des précipitations neigeuses, du vent, de l'orientation et de la dimension de l'entrée de la cavité, du volume et de la morphologie du réceptacle intérieur, enfin du régime de ventilation. Par exemple, la large entrée du gouffre glacé de la Tête des Verds (Platé), d'un diamètre de 50 x 40 m, peut absorber au minimum l'équivalent de 2500 m³ d'eau par an, soit plus de 10 000 m³ de neige fraîche (P = 2500 à 3000 mm/an, dont 75 % sous forme de neige, MAIRE, 1976), alors que la glacière suspendue du puits a un volume de 7000 m³ environ (photo 233 et fig. 303). En été, la neige absorbée fond partiellement, se tasse et forme la couche supérieure du névé.

b. Signification paléoclimatique et datations des glaces souterraines

209Ce schéma d'évolution, fondé sur de nombreuses observations personnelles et d'auteurs variés, montre que de la glace fossile, héritée de la dernière glaciation il y a plus de 10 000 ans, a très peu de probabilité de subsister dans le milieu endokarstique. Cette opinion rejoint celle qu'émettait déjà ABEL (1953) pour les glacières autrichiennes.

210Comme les glaciers externes, les glacières ont une signification climatique, car elles répondent rapidement aux fluctuations du climat. Ainsi, dans l'ensemble du monde, un recul généralisé des glacières a été observé depuis la fin du "Petit Age Glaciaire" (au milieu du XIX°S). C'est le cas des glacières statodynamiques d'Autriche (Eisriesenwelt, in NICOD, 1972, p. 148-149). De même, dans le Jura des plateaux du Doubs, les accumulations de glace de la froidière de Chaux-les-Passavant ont fortement diminué, surtout après les inondations de 1910 (LEROY LADURIE, 1967, p. 114). Aux U.S.A, les glacières des Pryor Mountains (Montana) ont également connu un net recul, comme en témoignent les habitants à propos de "Big Ice Cave" (VINCENT, 1974). Il en est de même pour la grande glacière caucasienne du Snezhnaya dans laquelle LJUDKOVSKY et al. (1980) ont observé une véritable petite moraine de retrait datant probablement de la fin du "Petit Age Glaciaire".

211Cependant, certaines glacières ont un fort volant d'inertie. Par exemple, la célèbre grotte glacée de Scarisoara, en Roumanie, a vu la morphologie de sa glacière se modifier très lentement depuis 1857 en raison de son volume considérable (75 000 m³⁾ et d'une dynamique spéléo-climatique complexe (RACOVITZA, 1967).

212Les glacières constituent donc un domaine intéressant pour l'étude de l'Holocène. Mais il n'est pas aisé de dater avec précision la glace stratifiée. Le comptage total des couches, depuis le névé supérieur jusqu'à la base du culot de glace, est une méthode fiable, mais souvent difficile à utiliser dans les glacières de montagne (sauf dans la "Grande Salle" du Snezhnaya à – 200 m). Cette méthode du comptage donne toujours un âge minimum, de Tordre de quelques siècles dans la plupart des cas.

213La palynologie, effectuée sur des carottes de glace de Scarasson (Marguareis), permet simplement d'affirmer que la strate herbacée dominait au moment du piégeage des pollens par la neige, ce qui exclut un environnement glaciaire (d'après VAN CAMPO et COHEN ; in SIFFRE, 1975, p. 289). En Roumanie, dans la glacière statodynamique de moyenne montagne de Scarisoara, l'analyse palynologique indique un environnement tempéré (phase du hêtre) datant sans doute du Subatlantique, donc il y a moins de 2500-3000 ans (RUSU, RACOVITZA et COMAN, 1970). Une méthode complémentaire consisterait à étudier, à partir de carottes, les poussières éoliennes piégées dans la glace, et notamment les tephra. L'analyse isotopique de l'¹⁸ O serait également à faire.

214En l'état actuel des connaissances, on peut admettre que les glaces souterraines les plus anciennes, en haute et moyenne montagne, ont généralement quelques siècles à quelques millénaires à cause de la fusion lente et du renouvellement progressif de la glace. L'héritage de glace fossile datant du Würm, comme le suggèrent DUBOIS (1964) et SALVAYRE (1982) pour les grottes glacées pyrénéennes du Mt. Perdu, demeure une hypothèse de travail, en particulier pour les cavités situées à haute altitude, à proximité de la limite des neiges permanentes. Mais il s'agit de l'exception qui confirme la règle.

B. LES REMPLISSAGES D'ORIGINE GLACIAIRE ET PERI GLACIAIRE DANS L'ENDOKARST PROCHE

215A l'interface exokarst-endokarst, les entrées de cavités (puits, galeries, salles) constituent un lieu privilégié pour le piégeage :

• de dépôts glaciaires (moraines) lors de l'avance ou du recul des glaciers quaternaires ;
• de dépôts fluvioglaciaires, en particulier au niveau des karsts proglaciaires ;
• de dépôts périglaciaires (éboulis), lors des phases postglaciaires.

1. Les remplissages morainiques

216En montagne, l'injection hypogée de matériel morainique intervient dans les grottes de vallée et dans les gouffres d'altitude.

a. Sur le flanc des auges

217Dans les vallées glaciaires alpines et pyrénéennes, les porches de grottes et les abris sous roche renferment parfois des dépôts morainiques abondants, souvent d'origine allochtone (matériel non calcaire) si le bassin d'alimentation du glacier de vallée est important. Prenons deux exemples dans les Alpes de Haute-Savoie.

218◊ Dépôts lors d'un stade de retrait :

219Entre Magland et Cluses, la vallée de l'Arve recoupe la chaîne subalpine calcaire : Platé/Ht.-Giffre au NE, Aravis/Bornes au SW. En rive gauche, au pied des Aravis, le gouffre du Mikado s'ouvre 150 m au-dessus du fond de l'auge glaciaire, vers 650 m d'altitude, et constitue un regard sur le système hydrogéologique de la Pointe Percée (2752 m)/Pointe d'Areu (2478 m) / Vormy qui émerge à la source du Tour Noire (débit moyen = 1 m³/s environ) (exploration : Spéléo-Club du Mt. -Blanc, Cluses). Formant une “cheminée d'équilibre" (“crevaison" lors des grandes crues, gradient de mise en charge de plus de 100 m), cette cavité présente un puits d'entrée en grande partie colmaté par des blocs morainiques de nature granitique (protogine du Mont-Blanc). Ces éléments allochtones sont issus d'une moraine latérale de retrait du glacier de l'Arve, d'âge tardi-würmien, correspondant au deuxième stade de retrait tardiglaciaire (stade de Cluses ou de Taninges) selon la chronologie de DORTHE-MONACHON (1986).

220◊ Dépôts lors d'un stade pléniglaciaire :

221A l'extrémité NE de Platé, au-dessus de Sixt (alt. 756 m), la paroi orientale de la Tête de Porte (alt. 1523 m) présente des cavités et abris sous roche situés vers 1260 m d'altitude, au contact Urgonien-Sénonien (infra fig. 313). Ces cavités sont en partie colmatées par des remplissages morainiques allochtones (grès de Taveyannaz) provenant de l'ancien glacier du vallon de Gers dont l'amont est entièrement façonné dans les flyschs. Ce glacier confluait avec les autres appareils au niveau de l'ombilic de Sixt. Contrairement à l'exemple de la vallée de l'Arve engendré pendant une phase de retrait (épaisseur du glacier = 150 m environ), on est en présence, ici, d'éléments de moraine latérale déposés ou injectés pendant une phase de crue glaciaire, car le glacier du Giffre atteignait plus de 500 m d'épaisseur au droit de Sixt. Compte tenu de la fraîcheur des dépôts (absence d'encroûtement, pédogenèse modeste), on peut leur attribuer un âge würmien.

222Ces deux exemples illustrent l'intérêt des pièges morainiques que constituent les grottes des vallées glaciaires. Ces éléments, souvent associés à du matériel fluvioglaciaire, peuvent servir à caler géométriquement et chronologiquement la ou les dernières glaciations alpines.

b. Au niveau du karst de haute montagne

223Dans les hauts karsts, l'injection hypogée de dépôts morainiques et la fossilisation de certaines entrées de cavités est fréquente. Ce matériel peut être autochtone ou allochtone.

224◊ Exemples de colmatages morainiques à matériel autochtone :

225Ils concernent les régions glacio-karstiques dont l'amont est constitué essentiellement de matériel carbonaté. Les cas sont nombreux dans les chaînes alpines et en Amérique du Nord.

226– Dans le domaine sous-glaciaire actuel : le seul exemple connu est toujours celui de la grotte Castleguard, dans les Rocheuses de l'Alberta (Canada). Au niveau du bouchon de glace, on observe des éléments clastiques, certains enchassés dans glace, dont une partie pourrait provenir de la moraine de fond du glacier Columbia. L'injection de matériel morainique plus ancien est prouvée par les remplissages découverts 500 m avant le bouchon de glace : il s'agit d'une couche composée de fragments calcaires, à coups de gouge glaciaire, cimentés par de la calcite secondaire et recouverts localement par des varves (SCHROEDER et FORD, 1983, p. 453).

227– Sous les glaciers rocheux : ces appareils, actifs ou morts, sont nombreux dans les cirques glacio-karstiques des Alpes du Sud et dans les chaînes calcaires du pourtour méditerranéen et du Moyen-Orient. Ils fossilisent des planchers karstifiés et des cavités. En Méditerranée orientale, c'est le cas, entre autres, des glaciers rocheux des Pirin (Rhodope, Bulgarie), du Taurus occidental (Dedegol Dag) et du Zagros (chap. IV et V).

228– Dans la zone proglaciaire actuelle : dans les Alpes, notamment, les étendues calcaires déglacées depuis la fin du “Petit Age Glaciaire", vers 1860, présentent de nombreux dépôts morainiques peu stabilisés qui recouvrent partiellement ou totalement certaines cavités (photo 234).

229– Dans la zone déglacée depuis le Tardiglaciaire : c'est le domaine des karsts alpins s. 1. où les secteurs colmatés par des dépôts glaciaires l'ont été au cours des phases successives de retrait. Les dernières récurrences froides ont également joué un rôle important en construisant des moraines latérales et frontales sur les champs de lapiés.

230Pour les dernières grandes avancées glaciaires du Dryas ancien (vers 13-15 ka) et du Dryas récent (vers 10-11 ka), on connaît de beaux exemples :

• sur le massif de Platé (Hte.-Savoie) : citons le grand vallum morainique du versant NW des Grandes Platières situé entre 2050 et 1750 m d'altitude, sur calcaires urgoniens et sénoniens, et attribué au Dryas récent (limite des neiges permanentes vers 2100 m) (MAIRE, 1976, p. 148-150) ;
• sur le massif du Tymfi (Pinde, Grèce du Nord) : ce massif karstique, façonné dans la série calcaire du Paléocène-Éocène supérieur (plus de 500-600 m de puissance), culmine à 2480 m. Son vaste plateau, incliné vers le S et échancré de vallons glaciaires, présente deux stades morainiques importants. Le premier, celui de Tsepelovon, est représenté par les moraines du maximum würmien (alt. 1100 m environ) qui recouvrent le flysch de l'Éocène supérieur-Oligocène. Le second, que nous désignons sous l'appelation de stade d'Astraka, est constitué par des vallums relativement importants, comme celui du plateau central (alt. 1800 m, largeur : 1 km) (photo 235). Ces moraines d'Astraka fossilisent lapiés, dépressions et entrées de gouffres ; elles datent d'une récurrence glaciaire.

231– Les brèches morainiques ou paraglaciaires : ces dépôts cimentés pré-würmiens, d'origine glaciaire, sont peu connus. Nous en avons observés sur le massif pyrénéen des Arres d'Anie-Larra où ils se présentent sous la forme de colmatages résiduels de dolines ou de puits ; il est possible de les confondre avec des brèches périglaciaires.

232* Etude de l'échantillon ZA/328 : celui-ci a été prélevé dans la zone de Zampory (alt. 1660 m), près de la frontière franco-espagnole, à 1 km au SW de la grande cuvette glacio-karstique de la Cuma de Ansu. Le remplissage résiduel, haut de 2 m, est accroché au flanc d'un puits en baquet de 6 m de profondeur et 3 m de large (fig. 304). Il s'agit d'une brèche à ciment ocre-jaune et à éléments anguleux ou légèrement arrondis de quelques mm à 2 ou 4 cm de diamètre (éléments de calcaire, de calcschiste et de flysch) (fig. 305).

233Le plasma microbréchique est formé de sables fins (0,2 à 0,5 mm), à distribution porphyrique et espacement à pas simple, au sein d'une boue de calcite micritique jaunâtre. Les grains sont anguleux ou à bords légèrement émoussés. En revanche, les quelques sables grossiers sont arrondis. Sur le plan pétrographique, on distingue surtout des grains de quartz (provenant des flyschs schisto-gréseux), de calcite et quelques grains rouges ou noirs (démantèlement de vieilles poches d'altérites tertiaires). Cette matrice sableuse et son faciès suggèrent une origine paraglaciaire. Le piégeage des sédiments dans une cavité date au minimum d'une glaciation du Quaternaire moyen tandis que la consolidation s'est effectuée au cours d'un interglaciaire chaud, l'ensemble ayant été érodé et corrodé au cours des phases climatiques suivantes.

234– Les moraines anciennes : les remplissages morainiques antérieurs au Quaternaire récent ou moyen sont peu connus dans l'endokarst. Le seul exemple que nous ayons découvert (avec J.-J. DELANNOY en 1980) est la grosse tillite de Tekaçukuru, dans le massif du Dedegöl Dag (Taurus occidental, Turquie). Il s'agit d'un culot morainique, plus ou moins consolidé et à matrice rubéfié, occupant actuellement le reste, probable, d'un ancien gouffre d'effondrement de 50 à 100 m de diamètre, situé dans l'axe actuel de la vallée glaciaire, et dont la partie aval a été détruite par l'érosion. Au cours du Pléistocène, cette cavité importante, héritée du Tertiaire, a piégé plusieurs dizaines de milliers de m³ de matériel morainique (fig. 97 et photo 98, chap. IV).

235◊ Exemples de colmatages morainiques à matériel allochtone :

236Du matériel non calcaire est assez fréquent dans les dépôts morainiques des karsts d'altitude : flysch, schiste, roche cristalline. Dans la plupart des hauts karsts des chaînes alpines s. 1., la destruction partielle des anciennes couvertures de flyschs se traduit par la présence d'éléments non calcaires, que l'on peut qualifier d'allochtone proche. Dans les Alpes franco-suisses, citons les Grès de Taveyannaz, d'âge oligocène, que l'on retrouve dans les puits d'entrée, voire jusqu'à plusieurs centaines de mètres dans l'endokarst sous forme de sables et de graviers (matrice morainique et fluvioglaciaire remaniée).

237Dans le massif de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl.), ce sont les flyschs schisto-gréseux du Maestrichtien et du Paléocène que l'on découvre mêlés aux alluvions hypogées ou dans les brèches morainiques et périglaciaires. Il en est de même pour les galets de volcanites permiennes retrouvées jusqu'à – 300 m dans la Sima de Milpo (Andes du Pérou, supra photo 223).

2. Les remplissages fluvioglaciaires

238Ces remplissages sont mis en place par les torrents de fusion glaciaire. Le matériel, emprunté aux moraines, comprend les sédiments fluvioglaciaires s. s. (déposés en avant des glaciers), les sédiments paraglaciaires (déposés sur les marges de ces glaciers) et les sédiments glacio-lacustres (déposés dans des lacs proglaciaires).

239L'injection de dépôts fluvioglaciaires dans l'endokarst de montagne est fréquente. Pour l'instant, nous envisageons les phénomènes de colmatage et de soutirage localisés dans les entrées de cavités et dans la zone de transfert vertical (ou zone des puits). On les rencontre depuis les fonds de vallées jusqu'aux cirques glacio-karstiques sommitaux. Les remplissages limoneux, notamment les varves, sont étudiés en fin de chapitre (infra § C).

a. Dans le fond des grandes vallées glaciaires

240Lorsque le niveau de base régional — celui du fond des auges glaciaires — se confond avec le niveau de base karstique le plus bas (soit le niveau de l'émergence principale), on observe un recouvrement partiel ou total des exutoires karstiques par les alluvions fluvioglaciaires. Des exemples sont connus au pied des hauts karsts autrichiens, comme le Dachstein et le Hochkönig, et dans le karst central de Styrie où BAUER et ZÔTL (1972, p. 254) notent que l'aggradation des fonds de vallées par les terrasses fluvioglaciaires a obstrué les cavités et les émergences les plus basses. Des phénomènes similaires existent dans les Tatry polonaises, au SW de Zakopane, à l'image des exsurgences de la vallée de Koscieliska ("Lodowe Zrodlo" ou source du système du Snezna).

241Dans les Alpes françaises du Nord, les exemples sont également nombreux, en particulier à la périphérie du Chablais, du Haut-Giffre, de Platé et des Bornes. Dans la vallée de l'Arve, en amont de Cluses, la source vauclusienne de Magland (alt. 499 m, exutoire du bassin de Flaine/Platé) est en grande partie colmatée par des blocs et des alluvions (fig. 306). Dans la haute vallée du Giffre, les exutoires vrais du Criou, de Foillis, des Puaires sont invisibles car recouverts également par l'alluvionnement tardiglaciaire et postglaciaire (chap. I). Au N du Chablais, sur la bordure lémanique, les eaux karstiques de Thollon et des Mémises transitent dans les moraines et les nappes fluvioglaciaires, selon un système hydrogéologique en escalier (série d'émergences de trop-plein) (De SARTIGES, 1978, p. 121-122).

242Signalons le cas particulier représenté par l'injection de limons fluvio-glaciaires dans un aquifère noyé de type fissuré. Ainsi, dans le bassin lémanique, les calcaires mésozoïques du piémont jurassien sont fossilisés par les moraines, terrasses, drumlins et épandages glacio-lacustres abandonnés par le retrait du glacier du Rhône. Dans le tunnel artificiel, de 22 km de circonférence, creusé pour la réalisation de l'accélérateur géant du CERN ("Large Energy Positron"), J.-C. FOURNEAUX nous a fait visiter le front de taille situé au pied du Jura. A ce niveau, le chantier rencontre un aquifère fissuré débitant plus de 100 1/s et dont l'eau contient une forte charge en limons fluvioglaciaires. A partir de sondages atteignant l'Urgonien (sans recouvrement molassique), HUGOT (1983, p. 37) a montré que des cavités karstiques profondes (-98 m dans SPM/1 et – 84 m dans SPM/10) renfermaient du matériel sablo-graveleux à galets alpins de taille centimétrique. Cette découverte prouve à nouveau la force des injections fluvioglaciaires dans l'endokarst et l'antériorité de ce karst par rapport aux dernières glaciations.

b. Dans les grottes perchées des vallées glaciaires de basse et moyenne altitude

243Sur le flanc des vallées glaciaires, les grottes étagées ont subi des remplissages fluvioglaciaires variables de la part des anciens torrents juxtaglaciaires. En plus des dépôts externes, on dispose donc d'éléments complémentaires précieux pour étudier les dernières glaciations par :

• la sédimentologie et la pétrographie du remplissage (origine allochtone ou autochtone) ;
• la micromorphologie et la pédogenèse du dépôt (diagenèse) ;
• les cotes d'altitude des grottes concernées ;
• la datation isotopique (U/Th) des spéléothèmes situés sur et sous le matériel fluvio-glaciaire.

244Beaucoup reste à faire dans ces cavités de basse et moyenne altitude, en particulier dans le périmètre de l'ancien domaine glaciaire alpin. Ces grottes ont été en partie négligées par les préhistoriens car elles n'étaient pas habitables pendant les périodes glaciaires. Même dans les grottes et abris du Jura franc-comtois qui n'ont pas été recouverts par la calotte würmienne, CAMPY (1982, p. 279) souligne l'absence quasi totale d'industries préhistoriques du Paléolithique supérieur. Pourtant, l'intérêt des cavités à remplissages fluvioglaciaires demeure grand pour les quaternaristes. Prenons plusieurs exemples pour le démontrer, dans le Jura, l'avant-pays alpin et les vallées intra-alpines.

245◊ Le cas particulier de la grotte de Haute-court (Ain, Revermont) : piégeage de sables crétacés

246Située dans le Revermont, sur la commune de Hautecourt-Romanèche (alt. 464 m), cette grotte-gouffre profonde de 36 m (dévelop. 150 m) s'ouvre au sommet de l'anticlinal du Mt. Rosset, 20 km à l'W de Nantua. A la suite des recherches de biospéologie menée à partir de 1962 par le laboratoire d'hydrobiologie et d'écologie souterraines de l'Université Claude-Bernard de Lyon I (R. GINET, M.-J.TURQUIN...), la cavité a été classée réserve naturelle. Au fond du puits d'entrée, large d'une vingtaine de mètres à sa base, on observe un important remplissage de sables jaunes, présent également dans des conduits adjacents (fig. 304). On constate que ces sables proviennent de la désagrégation d'un vieux remplissage gréseux, à grains de quartz et à ciment carbonaté, dont on retrouve des témoins importants dans les conduits latéraux. L'étude morphoscopique préliminaire, sur le matériel sableux et gréseux, donne les résultats suivants :

1. Les sables, de couleur jaune (10 YR 8/6), ont une granulométrie assez grossière (> 60 % de sables grossiers). Il s'agit de grains de quartz à plus de 98 %, très émoussés et transparents pour 90 % d'entre eux (quelques quartz blanc-laiteux). On observe une patine jaune, d'intensité variable, sur la majorité des grains. Sur d'autres existe un cortex argileux orange (associé à de petits encroûtements ferrugineux) ou des revêtements blancs (kaolinite probable). Quelques quartz roses (pegmatite), de rares grains de fer et des agrégats résiduels de ciment de calcite sont présents.
2. Le grès, gris-blanc, est constitué par des sables moyens à grossiers, émoussés (quartz ovoïdes très usés), transparents ou translucides, sans patine jaune. On note quelques sables noirs, verts ou rouges, issus également d'un contexte cristallin. Le ciment, blanc et cristallin (cristaux de 50 à 200 µm), est calcitique. Ce remplissage grésifié a été en grande partie érodé et désagrégé. De plus, on observe une tranche d'altération, épaisse de 5 à 10 mm, caractérisée par une porosité de corrosion et par l'imprégnation d'argiles rubéfiées identiques à celles formant le cortex résiduel, de couleur brique, signalé plus haut.

247Ces sables de quartz, accompagnés de quelques grains de cristallin, prouvent l'origine hercynienne du matériel. Les étapes de la mise en place et de l'évolution du remplissage sont les suivantes :

1. sédimentation de sables fluviatiles sur le calcaire jurassique avec crypto-karstification sous couverture acide ;
2. soutirage des sables dans l'endokarst ;
3. grésification des sables, avec cimentation carbonatée en zone semi-noyée ;
4. érosion, altération et désagrégation des grès.

248En attendant des précisions chronologiques, on peut partir de l'hypothèse que ce remplissage, d'apparence fluvioglaciaire, provient de l'ancienne couverture de sables crétacés issue de l'érosion de l'axe hercynien alpin (tectonique fini-crétacée). Au cours du Tertiaire, avec le plissement et la surrection du Jura, ceux-ci ont été piégés dans les cavités. Un transfert/et ou une érosion fluvioglaciaire est probable au cours du Plio-Quaternaire.

249Comme dans l'exemple suivant (Salève), il importe de ne pas confondre sables crétacés piégés dans l'endokarst et sables fluvioglaciaires pléistocènes. Les premiers sont très usés (origine fluviatile), les seconds sont beaucoup plus anguleux (origine fluvioglaciaire).

250◊ Dans l'avant-pays alpin : les remplissages des grottes perchées du Salève (Haute-Savoie) et les relations avec le glaciaire lémanique :

251Le chaînon anticlinal du Salève domine le bassin genevois au SE (alt. 1375 m) par un escarpement de calcaires jurassiques et crétacés de 500 à 800 m de commandement (front du pli en genou). Cette falaise, marquée par plusieurs vires plus ou moins boisées, présente une série de grottes étagées, dans le Kimméridgien-Portlandien et le Valanginien. Il est possible d'y découvrir les remplissages corrélatifs de plusieurs glaciations (fig. 308 et 312).

252– La grotte des Sablons (fig. 308 et 309) est située 2 km à l'E de Collonges-sous-Salève (X : 896,000 Y : 133,800 Z : 810 m) et plus de 350 m au-dessus de la vallée de l'Arve. Longue de 60 m, cette cavité renferme un remplissage de sables siliceux qui a été injecté par un torrent juxta-glaciaire du glacier du Rhône (MARTINI, 1964 et PITTARD, 1979, p. 115). Nous avons effectué un prélèvement (GS3) au fond de la cavité, là où le dépôt colmate presque entièrement la galerie (épaisseur = 1,5-2 m, avec niveau limoneux interstratifié).

253L'étude morphoscopique montre qu'il s'agit de sables de quartz à plus de 90-95 %. Les sables grossiers (1-2 mm), représentant moins de 15 %, sont très émoussés. Les sables fins et moyens le sont moins et conservent une morphologie anguleuse. En dehors du quartz blanc ou hyalin, on observe d'autres grains de matériel cristallin (vert-sombre), des éléments noirs et quelques rares grains calcaires. L'ensemble est frais et ne présente aucune trace de pédogenèse et d'induration. Ce sont des alluvions paraglaciaires typiques du Würm (Würm ancien comme nous le verrons plus loin).

254– La grotte d'Archamps (fig. 308 et 310) s'ouvre à 1150 m d'altitude, 3 km au SE du village d'Archamps, dans les calcaires du Valanginien (X : 895,220 Y : 131,000). Cette cavité, l'une des plus longues du Salève (dévelop. 500 m environ), est d'une genèse ancienne compte tenu de son altitude (ancienne perte). Le recul de la paroi par écroulement explique la présence d'un tronçon de galerie décapitée (petite grotte d'Archamps) située 20 m au N de l'entrée de la grotte principale. Plusieurs prélèvements de remplissages détritiques ont été effectués au niveau des porches et dans la grotte d'Archamps.

255* Échantillon GA/d (fig. 310/A) : celui-ci a été prélevé à l'entrée de la petite grotte d'Archamps. C'est un dépôt sableux, légèrement induré, piégé au fond d'une fissure et surmonté (surface ravinante) par 30 cm de limons beige déssiqué et par des fragments calcaires partiellement ou totalement décarbonatés. L'horizon sableux est formé par des sables de quartz (> 75 %) très émoussés, dont plus de la moitié présente une patine rouge-orange, et des éléments noirs (15 à 20 %), à éclat métallique (pyrite, origine inconnue). Les sables grésifiés présentent un ciment rubéfié responsable de la patine rouge. Ces sables emballent des fragments d'argile compactée, de teinte brique, représentant des éléments de vieux sols rouges soutirés dans l'endokarst. L'origine fluviatile et alpine des sables de quartz ne fait pas de doute.

256Les sables siliceux sont des alluvions exogènes et allochtones provenant de la perte d'un ancien cours d'eau. L'étude morphoscopique plaide en faveur d'un piégeage de sables crétacés-éocènes préalablement altérés (fig. 311).

257D'autres dépôts à sables siliceux ont été examinés dans la grotte d'Archamps et témoignant d'un piégeage relativement ancien, sans doute au cours du Tertiaire. C'est le cas de l'échantillon ARCH/4 (fig. 310/C) qui comporte des limons orange-rouge et des sables indurés. Ces derniers sont formés de plus de 80 % de grains de quartz hyalin, très" émoussés pour les sables grossiers, avec une patine orange.

258– Relations avec les moraines externes :

259A ces résultats préliminaires sur les remplissages anciens et récents des grottes perchées du Salève, il convient d'y adjoindre les connaissances actuelles sur le glaciaire local. Tous les dépôts morainiques, étudiés notamment par les géologues genevois, sont attribués au Würm, hormis la moraine de fond rissienne qui affleure dans de rares coupes de fond de vallons (ex : base de la coupe du Viaison, au S de Mornex, alt. 430 m ; in JAYET, 1966, p. 22) ou apparaît dans les sondages effectués en bordure du Rhône (ACHARD, 1970). Cependant, rien ne permet de dater encore avec précision les blocs erratiques cristallins du sommet du Salève.

260Au Riss, le glacier devait dépasser 1300 m d'altitude au niveau de Genève et c'est au cours de son retrait qu'il aurait déposé les blocs erratiques (gneiss, micaschistes) du sommet du Salève, entre 1200 et 1300 m. Mais le glacier n'a pu déblayer le chaos de blocs des "Rochers de Faverges" (alt. 1270 m). Ce dernier correspond à une affleurement résiduel de grès quartzitiques blancs (stratification visible), fini-crétacé ou éocène, placé en discordance sur la surface d'érosion de la fin du Crétacé (fig. 311). Des petits blocs calcaires et gneissiques, d'origine morainique, ont été découverts à l'intérieur de petites cavités affectant le chaos des "Rochers de Faverges".

261Pour le Würm ancien (avant 35-40 ka), plusieurs auteurs ont montré que le glacier du Rhône avait une ampleur plus importante qu'au Würm récent, phénomène également prouvé dans les Hautes-Pyrénées (ANDRIEU et al., 1988). Dans la région de Thonon, les moraines les plus élevées se situent vers 1200 m et débordent le plateau d'Evian (Mt. Bénand) (De SARTIGES, 1978, p. 91 et BLAVOUX, 1988). 40 à 50 km en aval, au niveau du Salève, le glacier était moins élevé (peut-être 1000-1100 m). Les erratiques de gneiss de l'épaulement d'Archamps, vers 900 m, sont attribuables à une moraine de retrait (Würm ancien ?). Les sables siliceux paraglaciaires de la grotte du Sablon (alt. 810 m) dateraient également de cette période. Selon BLAVOUX (1988), à l'interstade Würm ancien/Würm récent, le glacier du Rhône s'est retiré au niveau de la cuvette lémanique (alt. 380 m), abandonnant les moraines internes du plateau savoyard, au S de Bellegarde (antérieur à 34 600 ± 2700 BP d'après MONJUVENT et NICOUD, 1988).

262Au Würm récent (entre 30 et 15-20 ka), le glacier du Rhône n'a guère dépassé 850 m d'altitude sur le versant de Thonon (terrasses glacio-lacustres) (BLAVOUX, 1988). Au droit du Salève, le glacier (s'il existait) devait être peu épais et n'atteignait pas, par exemple, la grotte du Sablon (alt. 810 m).

263Aujourd'hui, il reste à étudier également les sédiments fluvioglaciaires plus anciens piégés dans les grottes du Salève, car ce sont les rares lieux où Ton peut les découvrir et les étudier.

264◊ Dans la vallée de l'Arve : les remplissages fluvio-glaciaires de la grotte de Balme (Hte.-Savoie, Magland) :

265En amont du verrou de Cluses, en rive droite et au pied du massif de Platé, la grotte de Balme apparaît dans la paroi d'Urgonien, 200 m au-dessus du fond de la vallée (X : 931,100 Y : 124,800 Z : 700 m). Cette cavité ancienne, en grande partie non fonctionnelle et d'un développement de 2,6 km, correspond probablement à un ancien drain aval du "Désert de Platé". Les galeries, proches de l'entrée, sont caractérisées par des remplissages paraglaciaires renfermant des limons et des galets de calcaire et de cristallin (glacier de l'Arve issu du massif du Mont-Blanc) (MARTINI,1967 et MAIRE, 1976).

266Localement, ces dépôts ont été scellés par des stalagmites holocènes dont Tune a été datée par U/Th (C.E.R.A.K., Y. QUINIF). L'échantillon BS1 a un âge de 9,5 ka (+ 0,4, – 0,3 ka), ce qui situe sa formation au début du Postglaciaire (Préboréal), juste après le Dryas récent. L'analyse est bonne sur le plan géochimique (calcite jaune à blanche, saine, sans thorium détritique : ²³⁰Th/²³²Th = 159). Mais il faudrait d'autres datations pour savoir s'il s'agit de remplissages du Würm récent ou du Würm ancien.

267◊ Dans la haute vallée du Giffre : les remplissages des grottes perchées de la Tête de Porte et de la paroi du Déchargeur :

268Au niveau de l'ombilic de Sixt (alt. 750 m), le Giffre se subdivise en deux branches : le Giffre s. s. en provenance du cirque du Fer-à-Cheval (glaciers du Ruan et de Prazon) et le Giffre des Fonds originaire du cirque du même nom établi sur le versant W du Mt. Buet (3094 m). Les grottes étudiées se situent à l'extrémité N du massif de Platé, en rive gauche du Giffre des Fonds.

269– Les grottes et abris de la Tête de Porte : située 1,5 km au SW de Sixt, la Tête de Porte (1526 m) présente un flanc oriental escarpé constitué par des falaises de calcaires crétacés (fig. 313). Nous avons déjà signalé l'existence de dépôts morainiques (blocs de grès de Taveyannaz) sur la vire de la cote 1250 m, à l'entrée des grottes et abris (contact Urgonien/Sénonien) (supra § l.a). Plusieurs prélèvements de matériel fluvioglaciaire ont été effectués :

270* Échantillon P21 (alt. 1260 m) : ce dépôt grossier, à matrice sablo-limoneuse gris-beige, couvre partiellement le sol d'une grotte de 25 m de long et de 6 m de large. On observe des galets de grès de Taveyannaz et de calcaires de 5 à 30 cm de diamètre. La fraction caillouteuse est formée d'éléments anguleux à arrondis de 0,5 à 3 cm de diamètre (20-30 % de grès de Taveyannaz). La fraction sableuse est constituée de sables grossiers assez émoussés de nature variée (calcaire, calcschiste, calcite, quartz, grès et quelques grains rouges). Le faciès général est de type paraglaciaire, frais, sans pédogenèse, donc würmien probable.

271* Échantillon P30 (alt. 1260 m) : ce remplissage grossier occupe le plancher d'une balme de 10 m de profondeur et de 7 m de haut. Les galets, essentiellement formés de grès de Taveyannaz (80 %), mesurent 2 à 8 cm de diamètre. Ils sont typiquement glaciaires : forme plus ou moins arrondie, quelques stries glaciaires et surtout présence d'un encroûtement carbonaté d'origine sous-glaciaire (micrograins de quartz et de farine calcaire cimentée par une boue micritique de teinte gris-blanc). Pour la genèse de ces croûtes sous-glaciaires, se reporter au chapitre VIII. La fraction sableuse est constituée de grains diversement émoussés (calcaire, grès, calcite). Comme pour l'échantillon P21, le faciès est de type paraglaciaire, frais, reprenant des éléments de moraines sous-glaciaires.

272A l'instar des blocs morainiques déposés sur la vire et à l'entrée des abris (infra § B.1.a), ces remplissages paraglaciaires indiquent que le glacier, au niveau de la confluence de Sixt, mesurait au moins 500 m d'épaisseur. C'est durant le retrait de cette phase glaciaire importante — probablement le Würm ancien — que le glacier du Giffre a également déposé le chaos de blocs calcaire du Criou (Le Bouttiay), localisé vers 1100-1150 m d'altitude, au-dessus du hameau de Vallon d'en Bas, soit plus de 400 m au-dessus du cours actuel du Giffre. On a vu que l'alimentation en galets de grès de Tavayannaz provient de la couverture de flysch oligocène du massif de Platé, en particulier par l'ancien glacier du vallon de Gers.

273– Les grottes de la paroi du Déchargeux :

274Celles-ci se situent 3 km au SSW de Sixt, dans la paroi d'Urgonien qui sépare l'extrémité du vallon de Gers et de la combe des Foges (fig. 314) (MAIRE, 1987). Ces grottes (plus d'une quinzaine), étagées entre 1350 et 1500 m d'altitude, sont caractérisées par des colmatages importants de sédiments fluvioglaciaires en provenance des glaciers de Gers et des Foges. A titre d'exemple, retenons les échantillons des deux plus grandes grottes :

275* Échantillon DGO3 (fig. 315/A) : il a été recueilli dans la grotte de l'Ours ou grotte D15, localisée 100 m au N de la grotte du Tronc (X : 124,450 Y : 941,570 Z : 1430 m) (fig. 314). D'un développement de 118 m, la cavité présente d'importants remplissages sablo-limoneux (varves) et de galets. Le conduit N (section en conduite forcée) revient en direction de la paroi et se termine sur une obstruction de galets et de blocs morainiques. La fraction sableuse des varves présentent des grains plus ou moins émoussés d'origine surtout calcaire (<5 % de quartz et quelques grains rouges remaniés de remplissages paléokarstiques). Le dépôt comporte à la fois du matériel fluvioglaciaire s.l. et morainique.

276* Échantillon DGT1 (fig. 315/B) : celui-ci a été prélevé dans la grotte du Tronc ou grotte D5, située une quarantaine de mètres au-dessus de la base de la paroi, à 300 au N de l'émergence du Déchargeux (X : 124,340 Y : 941,620 Z : 1420 m) (fig. 30). La galerie remontante, large de 5 m et longue de 30 m, se termine sur un bouchon d'alluvions. Les galets et graviers mesurent 0,5 à 7 cm de diamètre et ont une forme très arrondie pour les éléments de grès de Taveyannaz (graviers calcaires plus anguleux). Certains galets sont marqués (coins éclatés) et striés. La fraction sableuse présente, comme à l'accoutumé, des grains grossiers (0,5-2 mm) très émoussés et des sables fins-moyens plus ou moins arrondis. Le faciès paraglaciaire à fluvioglaciaire, frais, non induré et sans pédogenèse suggère un âge würmien.

277Lors du colmatage de ces cavités perchées, le glacier des Foges atteignait plus de 200 m d'épaisseur au niveau des chalets des Parchets (alt. 1246 m).

d. Dans les vallées et dépressions glacio-karstiques d'altitude

278Dans les hauts karsts du domaine alpin, les cuvettes glacio-karstiques (mégadolines, cirques-dolines...) peuvent être remplies par des dépôts morainiques et/ou fluvio-glaciaires. Les cavités s'ouvrant au niveau du plancher se trouvent ainsi fossilisées. L'évolution de type crypto-karstique, fréquente dans ce type de matériel, obéit alors à la perméabilité de la couverture détritique, à son épaisseur, au soutirage des alluvions dans l'endokarst et peut aboutir à une évolution catastrophique (effondrements brutaux dans des cavités sous-jacentes). Prenons plusieurs exemples de comportement : sur le Mt. Bangeta en Papouasie Nouvelle-Guinée, en bordure du massif du Mont-Blanc et à Platé en Haute-Savoie, sur le massif de la Pierre Saint-Martin dans les Pyrénées-Atlantiques.

279◊ Les cirques-dolines du Mt. Bangeta (Papouasie Nouvelle-Guinée), relations entre dépôts glacio-lacustres et endokarst :

280Le karst de haute montagne du Mt. Bangeta (4121 m) se situe dans le domaine équatorial humide du Pacifique S. Ce massif de calcaires du Miocène inférieur-Pliocène a été porté tardivement en altitude par la tectonique plio-quaternaire. Le plateau sommital, entre 3800 et 4100 m, est caractérisé par des champs de dépressions et des cirques-dolines d'origine glacio-karstique, de taille plurihectométrique pour les plus vastes. La plupart de ces cuvettes sont remblayées par des remplissages glacio-lacustres (varves) et fluvioglaciaires, assez minces, de quelques mètres d'épaisseur, engendrés il y a 10 000-13 000 ans dans de petits lacs proglaciaires. Au cours de l'Holocène, les entrées de cavités fossilisées par ces dépôts, et notamment les anciens ponors de bordure, ont refonctionné par soutirage des alluvions dans l'endokarst et créé des entonnoirs de 5 à 10 m de profondeur (photo 151, chap. VII).

281◊ Le crypto-karst des chalets de Balme (Haute Savoie) :

282L'épaulement des chalets de Balme (alt. 1960-2000 m), se situe 2 km au N du village du Tour, sur le tégument sédimentaire jurassico-crétacé du synclinal pincé de Chamonix et à 500 m de la bordure granitique mylonitisé du massif du Mont-Blanc (secteur de Charamillon). Avec Y. GUBLER, nous avons constaté que le karst développé dans les calcaires du Malm continuait à évoluer sous une couverture glacio-lacustre et morainique. En effet, au cours du retrait tardiglaciaire (Dryas récent probable), une moraine latérale de l'ancien glacier de Balme a barré le replat jurassique et créé un lac de marge glaciaire avec sédimentation de varves (épaisseur estimée à 5 à 10 m). Comme pour le Mt. Bangeta, on observe une évolution classique par soutirage progressif des alluvions et formation d'entonnoirs.

283◊ Le vallon de Gers (Haute-Savoie) : exemple d'évolution crypto-karstique sous une grande épaisseur de sédiments fluvio-glaciaires :

284Cette haute vallée se situe au N du massif de Platé, entre la Tête Pelouse (2474 m) et la vallée du Giffre, et se développe en majeure partie dans l'épais recouvrement des grès de Taveyannaz. En aval, au niveau du verrou de calcaires nummulitiques, on observe une émergence importante — la source de la Scierie (alt. 1491 m, débit moyen = 300 1/s) — qui draine un important aquifère quaternaire. En effet, les travaux de sondages effectués par EDF/REAL de Chambéry (projet de barrage) et les recherches conjointes que nous avons réalisées sur les fuites karstiques du site montrent qu'il existe une vaste dépression glacio-karstique remblayée en arrière du verrou de la Scierie. D'après les sondages, ce colmatage fluvioglaciaire atteint au maximum 50 à 60 m et recouvre un plancher plus ou moins karstifié (fig. 11 et 12, chap. I).

285En raison de l'épaisseur du dépôt, aucun effondrement par soutirage n'a été noté. En revanche, on observe une perte (alt. 1535 m, 50 1/s) située en aval du lac de Gers. Par traçage à la fluoréscéine, SESIANO (1989) a prouvé la relation hydrologique avec la source du Vivier localisée 8,5 km à l'W, dans la vallée de l'Arve, alors que la source de la Scierie a toujours été négative. Quand cette perte s'assèche, lors de l'abaissement du niveau du lac, on consate une ventilation soufflante (observation de J. ORIEZ/EDF-Chambéry, été 1985). Cette thermoventilation liée à la température chaude extérieure indique qu'un chenal souterrain ouvert existe à travers plusieurs dizaines de mètres d'alluvions, jusqu'à une cavité s'ouvrant dans le plancher nummulitique. Depuis la fossilisation de la cuvette glacio-karstique, au moins depuis le Tardiglaciaire, il s'est produit un soutirage des alluvions dans cette cavité facilitée par l'infiltration des eaux superficielles ("piping"), puis la constitution d'un conduit intra-alluvionnaire.

286La résistance d'un tel colmatage fluvioglaciaire et le débourrage éventuel de conduits karstiques sous-jacents sous la pression des eaux d'une retenue artificielle se posent dans la mesure où ces phénomènes se manifestent naturellement et de façon catastrophique en certains lieux (infra).

287◊ Évolution crypto-karstique de type catastrophique de la cuvette d'Urrutchordoky (Pyr.-Atl.) :

288La dépression d'Urrutchordoky (alt. 882 m), en pays basque français, se situe au pied du massif de la Pierre Saint-Martin, 2 km à l'W de l'église de Sainte Engrâce (route D113). Cette cuvette, longue de 300 m et large de 50 m environ, représente un surcreusement glacio-karstique de la haute vallée de l'Uhaytza dans les "calcaires des canyons" (Campanien à Turonien) et en bordure des flyschs schisto-gréseux du Maestrichtien ; elle est colmatée par un complexe glacio-lacustre, fluvioglaciaire et morainique épais de plus de 30 m (coupe dans les varves visible en rive gauche).

289Le contexte est très karstifié : un gouffre important (Acharna Lecia ou BL109, – 300 m) s'ouvre à 10 m à peine de la cuvette, en rive droite (X : 345,580 Y : 82,200 Z : 890 m), et qui était en cours d'exploration en 1987-88 par le club spéléo du CRES Mérignac. Or, deux phénomènes importants, liés au soutirage des alluvions par l'endokarst, se sont produits depuis 1980 :

290– L'ouverture du gouffre BL107 : la cavité s'est ouverte brutalement en surface, en 1980, au milieu de la cuvette (X : 345,650 Y : 82,250 Z : 882 m) (photo 237) ; elle est descendue pour la première fois en août 1982 par le CRES Mérignac. Des barbelés sont installés par le berger D. PREBENDE pour empêcher la chute du bétail. En 1988, nous descendons le puits creusé dans les alluvions pour étudier la stratigraphie du remplissage. Il s'agit d'un puits en cloche, formé de bas en haut, et mesurant 4 m de large au sommet et 12 à 20 m à la base. Sur 22 à 27 m d'épaisseur, on observe la succession suivante (fig. 317) :

• de 0 à-1,50 m : terrasse fluviatile holocène ;
• de-1,50 m à-10 m : ensemble varvé argilo-limoneux, jaune-beige, souligné, tous les 30-40 cm, par une strate sableuse de 10-30 cm d'épaisseur ;
• de – 10 m à – 18 m : dépôt de galets (ο 1 à 10 cm) à matrice sableuse ;
• de – 18 m à – 25 m (et au-delà) : couche de galets avec interstratification d'horizons sableux varvés de 15 à 20 cm d'épaisseur chacun. Un bloc erratique de calcaire, haut de 4 m, dépasse des alluvions à la cote – 22 m.

291La genèse de cette cavité est due à un phénomène particulier de soutirage. Un gouffre sous-jacent, momentanément fossilisé par le matériel fluvioglaciaire, a absorbé les alluvions par rupture hydromécanique du bouchon (poids des terrains + minage par l'eau). Pourtant, dans cet exemple, compte tenu de la compacité de l'ensemble varvé formant toit, il s'est creusé une cheminée d'effondrement ascendante débouchant à l'extérieur, sans rupture des parois. Il s'agit donc d'un processus progressif de soutirage, initié au départ par la rupture brutale d'un bouchon inférieur, et se terminant par la chute brutale du toit de galets de la terrasse holocène (fig. 318).

292– La formation instantanée de l'entonnoir de bordure d'Achama Lécia :

293La genèse de ce phénomène s'est malheureusement traduite par la mort d'un spéléologue du CRES Mérignac, F. HAMMEL, alors que celui-ci se trouvait avec un camarade dans le gouffre proche du BL109 connu sous le nom d'Achama Lécia (cf. compte-rendu de M. DOUAT, Bull. ARSIP n°16, 1989). Le 31/7/88, au contact de la bordure calcaire du vallon et à 20 m à peine de l'entrée du BL109, les spéléos voient un entonnoir se former dans un grands fracas et engloutissant un arbre d'une quinzaine de mètres. Le lendemain 1er août, une équipe de spéléos descend dans le gouffre d'Achama Lécia. A la cote – 40 m, à la base d'un puits de 10 m, elle constate que le bouchon de galets qui obstruait une galerie latérale a disparu à la suite de l'effondrement de la veille. Devant l'instabilité des lieux, elle remonte immédiatement. C'est à ce moment qu'un torrent de boue et de galets jaillit du conduit inférieur et remonte le puits en quelques secondes (+ arrivée latérale), ensevelissant F. HAMMEL qui était sur la corde à 5 m du fond (fig. 319, n°5).

294Cet effondrement brutal et saccadé (deux phases catastrophiques rapprochées), en relation directe avec le gouffre proche du BL109, prouve qu'il peut exister un soutirage des alluvions fluvioglaciaires dans Tendokarst par débourrage instantantané, précédé par des évènements ténus (petit affaissement du sol au début du mois d'août, second affaissement plus notable quelques heures avant le premier effondrement, et ceci à l'emplacement du futur entonnoir d'effondrement). Mais ici la genèse du phénomène profite d'un contexte un peu différent de celui du BL107. En effet, la doline d'effondrement d'Achama Lécia, de 12 m de diamètre sur 8 m de profondeur, s'est formée uniquement dans du matériel paraglaciaire grossier perméable (galets, petits blocs, matrice sablo-limoneuse) et non dans l'ensemble compact varvé, épais de 8 m, que nous avons observé 40 m au NW dans le BL107. Ceci explique la formation d'un entonnoir de succion et non d'un puits en cloche à parois stables, au niveau d'un remplissage caillouteux de bordure (fig. 319, n°3). La pression des dépôts sur les bouchons inférieurs et l'infiltration des eaux sont à l'origine des ruptures successives, mais il s'est peut-être produit en même temps un cisaillement de paroi déjà fissurée (hypothèse de J. BAUER, Bull. ARSIP n°16,1989).

d. Dans les cavités des hauts plateaux karstiques

295Les remplissages fluvioglaciaires grossiers, d'origine exogène, peuvent être localement abondant dans les puits et galeries situés entre 0 et 100-200 m de profondeur. Deux exemples sont pris dans le massif pyrénéen des Arres d'Anie-Larra.

296◊ Les remplissages consolidés des puits du gouffre AN8 :

297Le gouffre AN8, profond de 400 m et de 1,5 km de développement, se situe vers 1800 m d'altitude, sur le versant espagnol, dans la partie aval d'Anialarra (2 km au SW de la Cuma de Ansu, chemin de la Teirola). Le karst est vallonné, éventré par de profondes dolines et planté de bosquets de Pins à Crochets. Le gouffre présente une zone verticale classique dans laquelle nous avons observé des dépôts de brèches à différentes profondeur (entre – 90 m et – 200 m) et apparemment de même génération.

298L'accumulation de – 90 m, après l'étroiture aspirante, forme un surplomb au-dessus du puits de 10 m. Il s'agit de graviers mal usés, consolidés par un plasma gréseux, ayant colmaté le gouffre en plusieurs endroits. En effet, on en retrouve vers-160 m, dans une niche du puits de 30 m, puis dans le courte galerie inclinée de – 190 m située avant le puits-faille de 160 m.

299Ce matériel paraglaciaire ou sous-glaciaire a été entraîné dans l'endokarst par les anciens torrents de fonte du glacier et a provoqué des colmatages. Comme la consolidation date d'une phase interglaciaire, le soutirage des graviers est préwürmien, d'autant plus que ces brèches ont été fortement érodées au cours d'une ou plusieurs périodes glaciaires ultérieures. Les grosses décharges de galets, présentes dans la galerie inactive de – 300 m, sont du fluvio-glaciaire typique. La coupe la plus remarquable, de 5 à 6 m de haut, se trouve juste avant le puits de 40 m. Elle reste à étudier.

300NB : pour la coupe du réseau de l'ΑΝ8, cf. fig. 391, chap. XVI.

301◊ Les remplissages de galets du gouffre du Pas des Basques :

302Ce gouffre est intéressant par sa situation juste à la bordure aval de la grande dépression glacio-karstique de la Cuma de Ansu (X : 345,620 Y : 78,650 Z : 1615 m) et par la présence d'un ancien drain majeur, situé à la cote – 70 à – 80 m à peine et rempli de dépôts fluvio-glaciaires et de concrétionnements anciens. Les accumulations de galets et graviers forment un talus de 5 m de haut dans la partie amont et obstruent la suite du conduit (fig. 320).

303– Échantillon ΡΑΒ1 (fig. 320, coupe X-Y) : ce dépôt grossier, épais de 2 m, a été prélevé dans un conduit affluent de la grande galerie amont colmatée. Il s'agit de graviers et galets (émoussé faible à moyen) de 1 à 10 cm de diamètre mélangés à une matrice sablo-limoneuse. Les galets, d'origine exogène, sont composés de flysch (faciès grèseux et schisteux) à plus de 40 %, d'où l'abondance d'éléments planaires, certains étant très altérés. Des résidus d'encroûtement microbréchique, à boue micritique jaunâtre, existent à la surface des galets. La fraction fine (sables et gravillons, 0,2 à 3-5 mm) est constituée principalement d'éléments planaires (flyschs et calcschistes), à bords plus ou moins arrondis, prouvant l'origine exogène du sédiment. Des grains et batonnets de vieilles cuirasses ferralitiques remaniées sont également présents (<1 % de la fraction sableuse).

304Le faciès de ce remplissage est de type paraglaciaire, à remaniement fluviatile hypogé (émoussé plus important que dans les éléments des brèches de 1ΆΝ8, supra). La plupart de ces sédiments ont été absorbés dans les cavités de la cuvette de la Cuma de Ansu (750 m x 400 m), en particulier pendant les phases de retrait glaciaire, d'où leur abondance à faible profondeur dans ce paléodrain du gouffre du Pas des Basques.

3. Les remplissages périglaciaires

305Les formations périglaciaires de surface (éboulements, éboulis, nappes d'épandage, brèches climatiques) peuvent colmater les orifices de cavités.

a. Les écroulements

306Les colmatages par écroulements sont assez fréquents à la base des escarpements, notamment dans les hauts vallons glacio-karstiques : haute vallée d'Ukerdi/Larra-Navarre ; bordure S du massif de Platé (Hte.-Savoie) avec l'énorme écroulement du Dérochoir (carte couleur h.t. de Platé et chap. I).

b. Les éboulis

307Les éboulis ont un rôle plus considérable dans l'évolution des entrées de cavités. On observe plusieurs cas possibles :

308◊ Les éboulis de gravité simple :

309Ils colmatent partiellement ou totalement les puits et dolines qui jalonnent la base des versants escarpés comme sur le flanc N du Pic d'Ansabère, dans la Hoya del Solano, vers 2050 m d'altitude (Larra/Navarre) (photo 238).

310◊ Les colmatages souterrains par soutirage d'éboulis lités :

311Un exemple a été étudié en août 1988, à la frontière franco-espagnole (Pyr.-Atl./Navarre), lors d'une désobstruction de galerie. La grotte en paroi du Marmitou se situe 1,5 km au SSE du Pic d'Anie, juste au-dessus des sources du marmitou, vers 2050 m d'altitude ; elle constitue un ancien drain karstique localisé une trentaine de mètres au-dessus du contact “calcaires des canyons" et socle paléozoïque, puis recoupé par le recul du cirque glaciaire. Large de 5 à 6 m et couverte d'anciennes vagues d'érosion, la galerie se termine au bout d'une cinquantaine de mètres sur une trémie d'éboulis en provenance d'une cheminée (fig. 321).

312Le déblaiement de cette trémie (avec M. DOUAT, J. DANFLOUS, C. GODEAS) a provoqué la vidange progressive de la cheminée, avec des venues alternées de matériel fin (graviers de 0,5 à 2-3 cm de diamètre) et de matériel grossier (éléments de 5 à 15 cm de diamètre). En surface, sur le versant N du sommet coté 2187 m (entre le col des Ourtets et le col d'Anaye) et à la verticale de la cheminée, un entonnoir axé sur une une fracture N-S, de 10 m x 2 m et de 1,5 m de profondeur, s'est ouvert dans la pente d'éboulis. Cet exemple prouve qu'il existe une fossilisation de puits, sur cinquante mètres de profondeur, par un éboulis souterrain lité alimenté directement par l'éboulis externe.

313◊ Les nappe d'épandages :

314Ces éboulis, de plusieurs mètres d'épaisseur, peuvent recouvrir le fond des hauts vallons glacio-karstiques ou des replats, colmatant ainsi fissures, dolines et cavités (haute vallée du Kastro, Levka Ori/Crète ; replat fossilisé des Ottans, Ruan/Haute-Savoie, photo 239). Dans ce cas, le transfert des matériaux peut être assisté par les avalanches, le plan de glissement des névés résiduels et des coulées de blocailles...

315◊ Les brèches climatiques :

316Elles représentent la consolidation d'éboulis, phénomène très fréquent dans les karsts de montagne de Méditerranée et du Moyen-Orient. De beaux colmatages bréchiques corrodés, antérieurs au Pléistocène récent, sont connus dans les puits et fractures des Levka Ori, en Crète (fig. 81, chap. III). D'autres exemples ont été observés sur le massif des Arres d'Anie-Larra (Pyr.-Atl. et Navarre). La nature de ces brèches est étudiée dans le chapitre XV.

C. LES VARVES ET DEPOTS FINS ENDOKARSTIQUES

317Les remplissages fluvioglaciaires fins (sableux à argilo-limoneux), dont le matériel est principalement issu des moraines externes, sont transportés dans l'endokarst par l'infiltration concentrée des ruisseaux de fonte sous-glaciaires ou proglaciaires. Aussi, dans les cavités du domaine alpin s. 1., les varves vraies sont-elles assez fréquentes. On peut les différencier assez aisément des dépôts argilo-limoneux d'origine purement fluviatile. Afin de ne pas faire de confusion, nous envisageons successivement les dépôts argilo-limoneux non fluvioglaciaires (remplissages plus ou moins feuilletés, dépôts pariétaux) et les varves vraies de genèse fluvio-glaciaire.

1. Les dépôts argilo-limoneux fluviatiles (non fluvio-glaciaires) dus au soutirage des sols

318Ces remplissages, de nature boueuse (la fameuse “boue" souterraine des spéléos), se rencontrent aussi dans toutes les cavités qui n'ont pas connus l'influence directe des glaciers. C'est le cas, en France, des karsts de plateaux, de bas plateaux et des moyennes montagnes méridionales (ex : Grands Causses, Causses du SW, Charentes, Languedoc, Préalpes du Sud...). Ces dépôts peuvent être rythmés ou compacts et ont une teinte souvent brun-marron, suggérant d'emblée le rôle joué par le soutirage des sols. Prenons plusieurs exemples volontairement dispersés en altitude et en latitude : en France (Causse Comtal), en Australie du Sud (Bungonia/NSW), en Papouasie Nouvelle-Guinée (Mts. Nakanai/Nlle. Bretagne), au Pérou (Palcamayo/Junin) et en Algérie (Djurdjura).

a. Les remplissages argileux du Tindoul de la Vayssière (Aveyron, Fr.)

319Cette grotte (-90 m, 2395 m, alt. 590 m), située 10 km au N de Rodez, est la plus importante du Causse Comtal (Aveyron). La galerie principale semi-active, localisée entre le puits d'effondrement d'entrée et la perte de la rivière souterraine, mesure 7 à 10 m de diamètre, et ne comporte pratiquement aucun concrétionnement (SOLIER, 1987) (fig. 322). En revanche, le plancher et les parois sont couverts d'un manteau argilo-limoneux humide, la cavité étant noyée en période de hautes eaux. Ces remplissages de crue, en milieu noyé, sont constitués par une structure laminée homogène.

320◊ Échantillon Tindoul 1 : prélevé à 700 m de l'entrée et sur un épaulement situé en rive gauche (20 cm de haut) (fig. 322, coupe X-Y), il présente des lamines brun-foncé à l'état sec (7,5 YR 5/6), de 0,5 à 1 mm d'épaisseur, sans constraste de couleur et de granulométrie. La morphoscopie de la fraction sablo-limoneuse révèle un fond de sables fins de calcite à patine jaunâtre (> 80 %) et une pollution volcanique appréciable (10-15 %) sur laquelle nous reviendrons plus loin (§ E.1). Le caractère exogène du sédiment, par soutirage des sols et des tephra, ne fait pas de doute. Le contexte bioclimatique est celui d'un plateau du domaine tempéré semi-océanique (P = 1000 mm/an).

b. Les remplissages rythmés d'Odyssey Cave (NSW/Australie)

321Odyssey Cave, avec 148 m de profondeur, est le deuxième gouffre de l'Australie (sans la Tasmanie), après Eagles Nest Caves System (-174 m, Kosciusko Nat. Park, NSW). La cavité se situe à 130 km au SW de Sydney, dans le Bungonia Caves Reserve (Blue Mts.), et se développe dans les calcaires siluriens, en bordure de la gorge de Bungonia et en rive droite de la rivière Shoalhaven. Les conditions bioclimatiques sont de type subtropical semi-humide (P = 740 mm/an), avec un fort contraste entre une saison très aride (novembre-mars) et un été austral (juin-août) à pluies violentes. Ce climat original, sous 35° de latitude S, peut être comparé en partie à celui de la Méditerranée orientale. Les sols calcaires brun-rouge de la région de Bungonia, tronqués par l'érosion, sont soutirés dans l'endokarst au moment des averses.

322En janvier 1979, J. JAMES et des spéléos du Sydney University Speleological Society nous ont conduits (avec X. GOYET) au fond d'Odyssey Cave. La salle terminale, riche en gaz carbonique (pCO₂ de 3 à 6 %), présente un épais remplissage stratifié, où l'alternance de couches de teinte différente apparaît nettement : sable, argile, minces niveaux de calcite blanche, matière organique avec FeS et couches riches en Fe(OH) ₃ (JAMES, 1973). Cet auteur montre que la sédimentation souterraine, d'âge historique, provenait bien du soutirage des sols et de la matière organique, et que la structure zonée était dû également à des processus biochimiques (activité bactérienne, formation de sidérite en conditions plus ou moins anaérobie). Là encore, on note des similitudes avec le soutirage des sols dans les karsts méditerranéens, comme en Basse Provence ou en Languedoc.

c. Les dépôts argilo-limoneux des gouffres-pertes des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne/Papouasie Nouvelle-Guinée)

323Les Mts. Nakanai, dans le Pacifique S, sont représentatifs du milieu karstique équatorial hyper-humide de la forêt pluviale (alt. 0 à 2000 m, lat. 6° S, P = 6000 mm/an) (chap. VII). En dehors des avens géants (ex : Naré, Minyé, Kavakuna, Ora) qui donnent directement accès aux torrents souterrains, les grottes et gouffres les plus fréquents se situent à l'extrémité des petits réseaux de talwegs (pertes de systèmes endoréiques de quelques ha à plusieurs km²). A la saison des fortes pluies (mousson SE de mai à octobre), les écoulements superficiels se transforment en ruisseaux et torrents de boue. Cette forte charge en matière pédologique, d'ailleurs enrichie en tephra, est en majeure partie absorbée par l'endokarst.

324Prenons l'exemple du gouffre KA2. Celui-ci s'ouvre au fond d'un entonnoir de 20 m de diamètre et de 10 m de profondeur (alt. 600 m), à proximité de Kavakuna, soit 10 km au N du village côtier de Pomio. Creusée dans les calcaires miocènes de Yalam, la cavité présente une succession de ressauts verticaux, dont un puits de 48 m caractérisé par un platrage résiduel de boue, de couleur brun-foncé à brun-noir à cause de la matière organique (injection dans les fissures, plaques : photo 240). Ces dépôts pariétaux, provenant des argiles et limons des sols ferrugineux riches en kaolinite (horizon B argilique, plus ou moins bariolé, très épais), n'ont pu sédimenter qu'en régime noyé. Cela suppose un apport massif d'eau et l'ennoiement des conduits en arrière d'un rétrecissemnt, ce qui est le cas à la cote – 150 m où débutent les étroitures du "Body Passage". Durant la saison de hautes eaux, une partie des sédiments pédologiques est piégée là où l'eau stagne, tandis qu'une partie importante ne fait que transiter en direction de l'émergence et de la mer de Salomon.

d. Les dépôts argileux de la Sima de Milpo (Pérou)

325Située à la bordure orientale de l'Altiplano péruvien (Départ, de Junin, Palcamayo), à 4000 m d'altitude, la Sima de Milpo (-402 m, + 5 m) est la plus profonde cavité connue de la cordillère des Andes (chap. VI). Celle-ci s'ouvre au fond d'une haute vallée et fonctionne en perte pendant la saison des pluies (octobre à avril, P = 800 mm/an). Les remplissages sablo-limoneux et argileux prélevés (P3/S à – 100 m et P2/S à – 400 m) sont donc principalement des sédiments exogènes issus du soutirage des sols, mais aussi des sables provenant du remaniement de la matrice fine des moraines situées 300 m en amont de la perte. Les courbes granulométriques montrent une contamination sableuse nette pour P3/S (26 % de sables) alors qu'il y a moins de 3-5 % de sables dans les rendzines localisées au-dessus de la Sima de Milpo (fig. 14, chap. VI).

326Le taux de CaCO₃ est le même pour les sols et les dépôts fins hypogés (0,4 à 1,7 %). La minéralogie des argiles présente des différences en proportion et en nature en raison du nombre insuffisant d'échantillons (4). Cependant, on observe, dans tous les cas, de la kaolinite et des argiles micacées.

e. remplissages argilo-limoneux du gouffre Anou Ifflis (Algérie)

327L'Anou Ifflis, ou gouffre du Léopard, est la plus profonde cavité d'Afrique (-1007 m). Elle se situe à 120 km au SSE d'Alger, sur la crête sommitale du Djurdjura, entre le Ras Timedouine et l'Akoukert (alt. 2150 m) (fig. 323). Cette région n'a jamais connu de vrais glaciers, mais il est possible que de petits dômes neigeux et des névés d'ubac aient subsisté pendant les dernières périodes froides. Le climat actuel est de type méditerranéen de montagne, avec des précipitations de plus de 2000 mm/an tombant essentiellement en automne (pluies violentes) et en hiver (neige abondante).

328Plusieurs échantillons de remplissages fins ont été prélevés dans le gouffre :

• DJL1 : argile claire, massive et plastique (galerie de – 200 m) ;
• DJL2 : argile rouge, plastique et massive, située sous DJL1 (galerie de – 200 m) ;
• DJL3 : "taches de léopard" sur paroi (taches d'argile plastique brun-foncé) (puits vers – 450 m) ;
• DJL9 : croûte noire pariétale (galerie de – 200 m).

329A titre de comparaison, un échantillon de vase lacustre et quatre échantillons de sols d'altitude ont été prélevés :

• DJL4 : vase du lac Goulmine, alt. 1900 m (lac à sec en novembre 1983) ;
• DJL5 : sol brun-orange, fissure de lapiés (alt. 2180 m, Akoukert) ;
• DJL6 : sol brun-rougeâtre, fond de doline-puits (alt. 2225 m, Ras Timédouine) ;
• DJL7 : sol brun, fond de doline-puits (alt. 2200 m, Akoukert) ;
• DJL8 : sol brun, fond de doline (alt. 2140 m, Akoukert).

330L'analyse granulométrique comparative (annexe : tableau 68) indique que les remplissages souterrains sont très argileux (DJL1, DJL2) ou limono-argileux (DJL3) alors que la vase lacustre et les sols sont tous à dominante limoneuse (enrichissement en limons éoliens). La teneur en CaCO₃ est faible (0,9 à 5,6 %), sauf pour les "taches de léopard" (DJL3 = 20,5 %), la vase du lac Goulmine (DJL4 = 32,7 %) et le sol brun-rougeâtre du Timédouine (DJL6 = 23,4 %).

331Il existe une bonne correspondance minéralogique des argiles entre les dépôts hypogés de l'Anou Ifflis et les sols d'altitude. En dehors de DJL1 et DJL4 qui présentent de la smectite et de la chlorite (absence d'interstratifiés), tous les autres échantillons (endokarst et exokarst) ont un cortège similaire (annexe : tableau 69) :

• kaolinite = 20 à 45 % (endokarst) et 25 à 30 % (exokarst) ;
• argiles micacées = 30 à 40 % (endokarst) et 25 à 35 % (exokarst) ;
• interstratifiés 14-14 gonflants = 20 à 30 % (endokarst) et 20 à 25 % (exokarst).

332Étudions plus en détail deux échantillons de l'Anou Ifflis (DJL1, DJL3) et un échantillon de sol d'altitude (DJL8) à titre de comparaison :

333◊ Échantillon DJL1 (-200 m, galerie sous trémie) :

334Ce dépôt gris-clair, à granulométrie très fine (89,7 % d'argiles), traduit un régime de décantation totale homogène (absence de lamination). Le taux de 5,6 % de CaCO₃ se répartit essentiellement dans la fraction limoneuse (9,9 %), les sables fins ne représentant que 0,4 % du total. La consistance onctueuse et savonneuse traduit l'abondance de smectite (60 % des argiles) ; or le seul échantillon à en posséder est la vase du lac Goulmine (30 %). Ce lac temporaire (alt. 1660 m), situé 8 km à l'E de l'Anou Ifflis, draine superficiellement un large cirque nivo-karstique culminant à 2017 m. En effet, la smectite est typique d'un milieu confiné (alcalin) alors qu'elle est toujours absente dans les vieux sols remaniés. Dans l'échantillon DJL1, il y a donc eu soutirage de smectite pédologique engendré localement dans un milieu mal drainé (fond de dépressions).

335La morphoscopie de la fraction des limons grossiers et des sables fins (> 20 µm) montre l'existence de grains de roche calcaire (éléments anguleux de Lias), de calcite translucide (grains émoussés) et des éléments de vieux sols rouges (grains de goethite, grains d'hématite irréguliers ou cubiques). La présence de tephra n'est pas prouvée.

336◊ Échantillon DJL3 ("taches de léopard") :

337Ces taches d'argile couvrent la parois des puits, entre – 200 et – 550 m environ, donnant un aspect de "peau de léopard" caractéristique (photo 241). Ces dépôts pariétaux, de la famille des vermiculations argileuses, se présentent sous la forme d'un réseau réticulé ; ils traduisent d'abord un phénomène de décantation — plâtrage des parois alors que la cavité était pleine d'eau — puis de rétraction par ségrégation électrique des particules colloïdales (BINI et al., 1978).

338La granulométrie est limono-argileuse (45,4 % d'argiles et 46,5 % de limons fins). Le taux de CaCO₃ sur l'échantillon total est de 20,5 % ; il se répartit entre les limons (farine calcaire) et les sables (analyse morphoscopique). Ceci traduit une érosion importante de la roche par l'intermédiaire d'un apport massif d'eau. En effet, bien que ce remplissage ne soit pas typiquement fluvioglaciaire (la farine carbonatée est plus importante pour les varves souterraines d'origine glaciaire), il n'a pu se former qu'au cours d'une phase froide humide, pendant les périodes de fusion nivale.

339La morphoscopie de la fraction des limons grossiers (20-50 µm, 5,1 % de l'échantillon) et des sables (> 50 pm, 3 % de l'échantillon) est intéressante. On observe :

• des grains de calcaire et de calcite (microdébris de spéléothèmes, 0,5-1 mm) ;
• quelques grains de quartz transparent (également présent dans la fraction argileuse) ;
• nombreux grains brun-orange (goethite et limons agglomérés) ;
• billes, grains irréguliers et cubes noirs ou rouge-noir d'hématite et peut-être d'oligiste (0,1 à 1 mm).

340Limons agglomérés avec de la goethite (glomérules) et grains d'hématite, représentant plus de 70 % de la fraction observée, sont le résultat du soutirage des sols d'altitude, avec leur cortège remanié de vieux sols rouges. Pour la fraction inférieure à 2 µm, soulignons que la teneur en kaolinite est de 20 %, contre 45 % pour l'échantillon d'argile rouge (DJL3) située sous les argiles grises à smectite (DJL2). Nous reviendrons plus en détail sur le problème des poches d'argile rouge rencontrés dans l'endokarst de montagne (chap. XIII).

341◊ Echantillon de sol DJL8 (Akoukert) :

342Celui-ci a été récolté à proximité de l'entrée de l'Anou Ifflis, au fond d'une doline, à 2140 m d'altitude. Le dépôt, de couleur brun-foncé (10 YR 4/4), est surtout limoneux (48,7 % de limons fins), mais le classement granulométrique médiocre fait apparaître des pourcentages appréciables d'argiles (25 %), de limons grossiers (13,2 %) et de sables (13,1 %). Le ballast, sous forme de clastes calcaires, n'est pas comptabilisé. En fait, il s'agit plus d'un remplissage de dépression, à horizon B d'accumulation et apparemment rajeuni (profils rémaniés, enrichissement éolien), que d'un sol en place.

343Le taux de CaCO₃ est de 2,2 % sur le total de l'échantillon. Kaolinite, argiles micacées, chlorite et interstratifiés 14-14 gonflants sont en proportion semblable. Le quartz est présent dans la fraction inférieure à 2 pm. La morphoscopie des sables montre :

• de nombreux quartz plus ou moins émoussés, de 50 à 200 pm (> 15-20 %) ;
• des grains et billes de goethite (20-60 pm) ;
• des grains noirs d'hématite (<5-6 %) ;
• quelques micas (muscovite et biotite, <1 %) ;
• une légère pollution volcanique dans la fraction 10-60 μm (olivine et amphibole probable, à vérifier).

344L'origine des quartz et des micas (muscovite) pourrait résulter du démantèlement de couches non calcaires (grès siliceux du Trias, ancienne couverture de flysch) dont des lambeaux peuvent encore subsister en altitude, comme au NE du plateau karstique de l'Haizer dominé par le chapeau discordant de flysch oligocène du Pic Lung (alt. 2120 m). Ce flysch est constitué de conglomérats et de grès à matériel calcaire, argileux et cristallin (pour le contexte géologique et karstique : FLANDRIN, 1952 et QUINIF, 1976) (fig. 347 et photo 262, chap. XIII).

345Par l'intermédiaire des sols et des remplissages de dépressions, les dépôts fins de l'endokarst témoignent de l'évolution morphopédologique. Cet aspect sera repris en détail dans la genèse des surfaces karstiques depuis le début de la karstification, en particulier pour les poches recoupées en surface ou en profondeur (chap. XIII).

2. Les varves souterraines

346Nous employons le terme de varves dans son sens strict, à savoir un dépôt rythmé d'origine glacio-lacustre. Les varves souterraines vraies se situent donc uniquement dans les karsts qui sont ou qui ont été englacés (y compris la zone proximale non englacée qui a récolté des alluvions fluvioglaciaires) au cours du Pléistocène. Les rares travaux détaillés effectuées sur ces remplissages fluvi-glaciaires endokarstiques sont anglo-saxons (MILSKE et al., 1983, sur Mystery Cave/Minnesota-USA ; SCHROEDER et FORD, 1983, sur Castleguard Cave/Alberta-Canada ; SENIOR, 1987, sur le M2 Cave System/Picos de Europa-Espagne), yougoslaves (GOSPODARIC, 1985, sur les cavités de Slovénie) et franco-belges (MAIRE et QUINIF, 1988, sur la Pierre Saint-Martin/Pyr.-Atl.). L'emploi du microscope électronique à balayage, en particulier sur les éléments des varves du karst du Pays de Galles, a été explicité par BULL (1975 et 1977).

347Pour les définitions des varves et leurs méthodes d'étude, se reporter à MAGNY (1987). Nous reprendrons le terme de lamine, qui désigne une couche de couleur, d'épaisseur et de granulométrie donnée, et le terme de varve (au singulier) désignant, généralement, un couple annuel composé d'une lamine claire estivale et d'une lamine sombre hivernale (ou d'automne). Toutefois, une varve peut comporter plus de deux lamines et mesurer plusieurs décimètres d'épaisseur. Dans leur acception la plus large, les varves peuvent être :

• glacio-lacustres : proximales ou distales, en milieu continental ou marin ;
• lacustres : précipitation de calcite, dépôt de matière organique...

348Dans tous les cas, les sédiments varvés ont une signification climatique précise liée au rythmes saisonniers, dans des conditions environnementales particulières. Les varves endokarstiques d'origine glacio-lacustre constitue un champs d'étude nouveau.

349Les coupes de varves souterraines que nous étudions se situent dans les Alpes françaises et les Pyrénées franco-espagnoles, à l'intérieur de plusieurs grands réseaux. Leur signification morpho-climatique est importante car elles traduisent toujours un ennoiement périodique des conduits causé par la fonte estivale des glaciers. Lorsqu'une coupe souterraine comprend des varves et des planchers stalagmitiques interstratifiés ou en position supérieur et/ou inférieure, il est possible de dater les phases glaciaires et interglaciaires avec une bonne précision pour les deux derniers cycles, en gros entre 250 ka et l'Actuel, et avec plus d'incertitude jusqu'à 350-400 ka. Or, cette méthode n'est guère applicable aux varves externes pour lesquels on utilise les diagrammes de comptage, le ¹⁴C (méthode indirecte par comparaison avec les tourbières) et la palynologie.

a. Localisation des varves hypogées

350Dans les karsts alpins, les varves souterraines ont été signalées à différentes reprises, par exemple :

• dans le massif du Marguareis (Alpes du Sud), au gouffre des Trois (BAJO, BALBIANO, BINI et QUINIF, 1986) ;
• dans les cavités du Vercors (Isère, Fr.) (DELANNOY et al., 1986) ;
• dans les Alpes juliennes du nord de la Slovénie (Bohinj, Yougoslavie), au gouffre "Jama v Strasilu" (KRANJC, 1984) ;
• dans Castleguard Cave, dans les Rocheuses canadiennes, par l'équipe de D.-C. FORD (supra op. cité).

351Dans les grands gouffres alpins et pyrénéens, nous avons pu les localiser et étudier leur extension. Il s'agit de dépôts assez fréquents, se rencontrant aussi bien dans les galeries actives, semi-actives ou sèches, à toute hauteur, depuis le plancher jusqu'au plafond (possibilité de conduits entièrement fossilisés par des varves). Dans les galeries actives, ces remplissages ont été érodés et ne demeurent que sur des banquettes et dans des anfractuosités. Dans les conduits à écoulement temporaire, il peuvent encore subsister en position basse, au niveau du plancher. Dans les galeries inactives, abandonnées par l'eau au moins depuis la dernière glaciation, les varves forment des coupes allant de 0,50 m à 5-10, voire 15 m d'épaisseur, comme dans le réseau de la Pierre Saint-Martin (photo 242). Montrons la répartition des varves dans quatre réseaux du Haut-Giffre et de Platé (Hte.-Savoie) :

352– Dans le gouffre Jean-Bernard (-1602 m, dévelop. 18 km, alt. 2210 m), nous avons rencontré des sédiments varvés entre – 200 et – 1000 m environ (réseau fossile à la base du gouffre B22, galerie du Maïs, méandres après le puits des Savoyards, ancien bivouac de – 500 m/terminus 1969) (fig. 324/A).

353– Dans le gouffre Mirolda (-1060 m, + 230 m environ, dévelop.>10 km, alt. 1880 m), nous avons également observé des remplissages varvés résiduels entre-150 et – 850 m (fig. 324/B) :

• galerie de la rivière Majestueuse, entre-186 et – 300 m ;
• galerie de la rivière Tonitruante, entre – 300 et – 500 m ;
• galerie de la rivière Impétueuse, vers – 850 m.

354Ces dépôts se présentent sous la forme de témoins sédimentaires colmatant des fonds de banquettes et des fissures, sur quelques cm à 50-70 cm d'épaisseur. Ils se situent entre 1 et 5-10 m au-dessus de la rivière souterraine. Il en existe aussi dans les galeries inactives du réseau Inter-club, entre – 200 et – 350 m.

355– Dans le gouffre TV1 ou réseau de la Tête des Verds (-768 m, dévelop.> 8 km, alt. 2078 m), les varves sont présentes entre – 300 et – 600 m (ex : galerie du passage Kastro, amont de la rivière du L, réseau du passage Bubon, galerie N, bivouac de – 500 m, sommet du P83 après la galerie des Géants) (fig. 324/C). De vieux sédiments varvés et indurés ont été observés et prélevés dans le passage Bubon, vers – 450 m.

356– Dans le réseau de la combe des Foges (-577 m, dévelop. 5 km, alt. 2173 m), des varves sont présentes notamment entre – 180 et – 480 m (ex : galerie après le P80, sommet du puits-salle vers – 420 m, P90 adjacent au terminus de – 522 m, dans le gouffre du Double S vers – 400 m) (fig. 324/D).

357Cette importante extension des sédiments varvés dans les grands gouffres de haute montagne est le résultat d'un ennoiement, partiel ou presque total, de l'ensemble de ces cavités au cours des fusions répétitives des glaciers. Ne pouvant évacuer l'excédent d'eau de fonte, à charge fluvioglaciaire, les réseaux souterrains d'altitude ont fonctionné périodiquement en régime noyé, donc dans des conditions de type glacio-lacustre, et permis une sédimentation rythmée.

358Cependant, cet ennoiement des réseaux a été variable en fonction du cavernement (volume des vides hypogés), de la position des rétrécissements et/ou de leur obstruction par des alluvions, du volume des pertes glaciaires. Ainsi, dans le vaste réseau de la Pierre Saint-Martin, les phases d'ennoiement n'ont pas concerné en même temps l'ensemble des conduits. L'Ensemble Principal varvé de la galerie Aranzadi, de 15 à 20 m de puissance, s'est formé grâce à un colmatage de l'extrémité de la galerie, d'où un fonctionnement en lac souterrain. En dehors d'Aranzadi, la répartition des dépôts varvés, actuellement connus dans ce réseau (ex : cheminées et galeries surplombant la salle Chevalier, vire de la salle Casteret, galerie perchée au-dessus du Métro, salle Loubens, réseau Utopie, d'après les observations de M. DOUAT, Y. QUINIF et R. MAIRE), permet de penser à un ennoiement partiel et variable de la cavité au cours des glaciations pléistocènes (fig. 324/E).

359Il en est de même dans le grand réseau voisin du BU56 (-1408 m, dévelop.> 12 km, alt. 1980 m), sur le versant espagnol, qui présente peu de sédiments varvés visibles (ex : plaquage et varves dans le petit réseau inactif suspendu, avant le siphon de – 1325 m). Ce gouffre, par la dimension importante de sa galerie et la bonne possibilté d'évacuation des eaux, n'a pu s'ennoyer que localement.

b. Structure et signification des varves hypogées

360Les varves glaciaires souterraines, comme les varves glacio-lacustres externes, présentent un tri granulométrique lié aux conditions de sédimentation saisonnière. La structure rythmée est étudiée en morphoscopie (loupe binoculaire) et à partir de lames minces (microscope polarisant) sur des échantillons de varves des Pyrénées et des Alpes françaises. On constate qu'il existe une grande variété de varves à cause des conditions locales de sédimentation (morphologie du réseau) et de la pétrographie des grains (variation dans la teinte des lamines). On distingue ainsi des varves régulières classiques, à lamines claires estivales (sables) et à lamines foncés de fin d'été et d'automne (limons-argiles), ainsi que des varves irrégulières (teinte inversée des lamines, plus de deux lamines pour une varve annuelle...), des varves indurées...

361◊ Exemples de varves régulières du réseau de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl., Fr.) :

362Deux échantillons ont été prélevés dans la galerie Aranzadi, Tune dans l'épais Ensemble Principal varvé (EPS1), l'autre dans un limon rythmé plus récent (AR95).

363– Lame mince EPS/1 : il s'agit d'un niveau finement rythmé situé dans la partie supérieure de la coupe 3 de l'Ensemble Principal (EP). Comme on le verra dans le chapitre XII12, ces varves sont antérieures à 220 ka. L'observation microscopique permet d'étudier avec précision la micromorphologie d'une varve, c'est-à-dire d'un couple de lamines. Chaque varve, épaisse de 1 à 2 mm, présente une lamine claire épaisse et une lamine sombre plus fine :

1. Structure d'une lamine claire : chaque lamine claire débutent à partir d'une surface de contact nette, légèrement ravinante, avec la lamine sombre sous-jacente. La granulométrie des sédiments est décroissante vers le haut. On observe d'abord des sables fins (50-200 µm), constitués de nombreux grains calcaires et de grains de quartz, passant progressivement à des sables très fins et à des limons grossiers (20-50 µm) de teinte plus foncée.
2. Structure d'une lamine sombre : le passage d'une lamine claire à une lamine sombre s'effectue sans interruption de sédimentation. Les particules sont constituées d'argiles et de limons fins (<20 µm), en partie carbonatée.

364Une pollution brun-rouille, par oxydation (grains, agrégats), est présente dans les lamines claires (essentiellement) et dans les lamines sombres. La morphoscopie de la fraction des limons grossiers et des sables fins (20 à 200 pm) montre le caractère dominant des éléments calcaires (> 80 %) d'origine glaciaire sur les particules endogènes (quelques quartz, hématites, micas et microfragments planaires de schistes du socle paléozoïque). L'analyse chimique confirme le fort taux de CaCO₃ des varves souterraines qui peut atteindre 80 % du total de l'échantillon dans l'Ensemble Principal d'Aranzadi (infra § c).

365Le mode de formation d'une varve, ainsi décrite ci-dessus, est le suivant :

• Lamine claire épaisse : au moment de la fusion estivale du glacier, les eaux sous-glaciaires s'infiltrent dans l'endokarst en transportant des sables fins et des limons détritiques arrachés au plancher calcaire par abrasion. Cette charge détritique sédimente et passe progressivement en fin de saison de fonte à des particules plus fines.
• Lamine sombre étroite : la saison hivernale se traduit par une absorption réduite des écoulements glaciaires et donc par une sédimentation de particules plus fines (<20 pm). Ce schéma d'évolution n'est valable que si la galerie est encore noyée en hiver ; or, il est possible que la sédimentation fine se produise en automne avant la rétention hivernale. La première arrivée d'eau de fusion printanière se manifeste par une légère érosion du sommet de la lamine limoneuse.

366– Lame mince AR/95 : ce sédiment rythmé de la galerie Aranzadi, de quelques cm d'épaisseur, recouvre le sommet des terrasses et de l'Ensemble Principal. Il peut se présenter sous forme d'assiettes de dessication, plus ou moins indurées, comme sur le sommet de la coupe 1, en rive gauche de la galerie. L'observation microscopique révèle une structure laminée différente de l'échantillon EPS1 par la couleur et la nature des éléments :

1. Lamine brun-foncé épaisse constituée de sables fins et de limons grossiers (20 à 100 pm). La plupart des éléments sont planaires et proviennent du socle schisteux et peut-être des flyschs. Des grains de quartz, de calcaire, de goethite sont mélangés aux esquilles plates, avec une matrice limoneuse fine de caractère carbonaté.
2. Lamine brun-clair plus mince que la précédente avec une granulométrie plus fine (limons et flocons d'argiles).

367L'induration du sédiment s'est fait in situ, par dessication. L'eau d'exsudation, chargée en CaCO₃ dissous à cause de la farine carbonatée d'origine glaciaire, a précipité et produit un revêtement micritique de teinte grise.

368◊ Autres exemples de varves régulières dans le massif du Haut-Giffre et de Plate (Haute-Savoie, Fr.) :

369– Echantillon ERM/1 (Haut-Giffre) : dans le réseau de l'Ermoy, situé à la base du Criou (alt. 860 m), des varves érodées ont été découvertes à la cote – 80 m, entre le puits de 20 m et le siphon de – 110 m. Chaque varve est constituée de deux lamines (fig. 325) :

1. une lamine beige, épaisse de 0,6 à 0,8 mm, à éléments de sables fins : grains de calcaire urgonien et de calcite (> 50 %), quelques quartz, micas et glauconie ;
2. une lamine grise, épaisse de 0,4 à 0,5 mm, à limons fins et argiles, représentant la sédimentation d'une farine glaciaire en partie carbonatée.

370– Echantillon A2/D (Plate) : le réseau TV1 possède des varves indurées anciennes, vers – 450 m (base du ressaut de 4 m, échelle), en allant vers le bivouac de – 500 m (supra, fig. 296 B et 324/C). Sur lame mince (échantillon TV1/S), on constate que chaque varve annuelle est constituée de deux lamines :

1. une lamine gris-clair, de sables fins et limons grossiers, de 1 mm d'épaisseur environ. Les grains de calcaire, de quartz (avec quelques micas, amphiboles, augite... issus des grès de Taveyannaz) sont cimentés par une calcite micritique peu visible ;
2. une lamine gris-foncé, à argiles et limons, de 0,8 à 0,9 mm d'épaisseur. En plus de la farine carbonatée glaciaire, on distingue du quartz, quelques micas et amphiboles et des taches réticulées d'oxyde de fer (auréoles de battance).

371Comme dans les varves d'Aranzadi, chaque lamine grossière débute par un contact net, plus ou moins ravinant, avec le sommet de la lamine limono-argileuse. En revanche, le contact supérieur avec la lamine gris foncé est fondu.

372– Composition granulométrique (après destruction de l'induration) :

• Argiles = 8,4 %
• Limons fins = 25 %
• Limons grossiers = 39,9 %
• Sables fins = 26,6 %
• Sables moyens = 0,1 %

373Analyses : laboratoire de géomorphologie de Caen, CNRS (M. LEVANT et L. LOIT)

374◊ Exemple de varves à lamines sableuses foncées de saison estivale (massif de Plate, Haute-Savoie/Fr.) :

375L'échantillon FPL/2, prélevé dans le réseau de la combe des Foges (base P80, – 200 m, fig. 324/D et 326), présente une structure rythmée classique. Cependant, chaque lamine gris-foncé, au lieu de correspondre à des limons fins de fin de saison estivale ou de saison froide, est constituée de limons grossiers et de sables fins (granulométrie décroissante vers le haut) liés à des crues glaciaires. Ces minces lamines (0,2 à 1 mm) sont séparées par des lamines limono-argileuses beiges souvent plus épaisses (1 à 3 mm). Cela signifie qu'une varve annuelle, au lieu de posséder toujours un couple de deux lamines (a + b), peut être formée d'une série de lamines (4, 6, 8...). En effet, les lamines beiges, les plus épaisses, ne traduisent pas ici — ou du moins pas uniquement — une sédimentation de saison froide.

376La teinte gris-foncé des lamines grossières provient de la nature pétrographique des éléments : grains de grès gris-beige (grès du Priabonien), éléments gris-noir, d'aspect soyeux, de schistes chloriteux (démantèlement des niveaux argileux indurés des calcaires sénoniens) et fragments divers issus des grès de Taveyannaz. La relative faiblesse de la farine carbonatée (CaCO₃ total = 25,5 %) s'explique par l'importance des affleurements de grès de Taveyannaz (flysch oligocène) sur la bordure W de la combe des Foges.

377– Composition granulométrique (faciès limoneux fin) :

• Argiles = 24,9 %
• Limons fins = 63,6 %
• Limons grossiers = 9,5 %
• Sables fins = 1 %
• Sables moyens = 0,4 %
• Sables grossiers = 0,6 %

378Analyses : laboratoire de géomorphologie de Caen, CNRS (M. LEVANT et L. LOIT).

379◊ Exemple de varves irrégulières du massif de Platé (Alpes de Haute-Savoie, Fr.) :

380Le gouffre Karen présente, dans un réseau inactif suspendu dans la couche d'Urgonien (-250 m), un épais complexe de dépôts fluvioglaciaires. Le remplissage basal est constitué par des limons et des sables fins rythmés irrégulièrement, sans que l'on discerne facilement les varves annuelles. On distingue :

381– des couches de limons blanc-crème, de 4 à 7 mm d'épaisseur ;

382– des couches de sables fins gris de 3 à 5 mm d'épaisseur, souvent entrelardées de minces horizons limoneux clairs.

383– Granulométrie globale (couche claire + couche grise) (échantillon KX) :

• Argiles = 5,8 %
• Limons fins = 36,2 %
• Limons grossiers = 34,3 %
• Sables = 23,7 %

384Analyses : laboratoire de géographie physique d'Aix-en-Provence (A. DELGIOVINE).

385Le faciès est limono-sableux, les sables (> 50 µm) et les limons grossiers (20-50 μm) venant essentiellement des couches grises.

386– Granulométrie des couches claires uniquement (échantillon A6/S) :

• Argiles = 15 %
• Limons fins = 74,2 %
• Limons grossiers = 8,8 %
• Sables fins = 1 %
• Sables moyens = 0,5 %
• Sables grossiers = 0,5 %

387Analyses : laboratoire de géomorphologie de Caen, CNRS (M. LEVANT et L. LOIT)

388Le faciès est limoneux fin (2-20 pm) à 74,2 %.

389– Taux de CaCO₃ détritique : Il atteint 72,3 % pour la fraction inférieure ou égale à 100 pm (échantillon KX) et 73,5 % sur le total de l'échantillon A6/S. Cela signifie que la farine carbonatée d'origine glaciaire se concentre bien dans la fraction limoneuse.

390– Structure de l'alternance couche claire/couche grise : Cette alternance n'a pas, semble-t-il, la même signification que pour les varves régulières annuelles. On n'observe pas de couples réguliers lamine claire/lamine sombre avec passage granulométrique progressif de la couche sableuse claire (été) à la couche limoneuse sombre (automne ou hiver). Ici, le faciès sableux est gris alors que le faciès limoneux fin est clair. Il est possible que la succession couche grise sableuse/couche blanc-crème limoneuse correspondent uniquement à des phases d'une même saison estivale s.l., la phase hivernale à horizon foncé limoneux n'existant pas.

391Cette hypothèse est vraisemblable car les horizons sableux gris sont différenciés et signifient des décharges détritiques brutales dues à des crues de fonte glaciaires.

392◊ Exemple de varves irrégulières à niveaux sablo-graveleux dans le gouffre Jean-Bernard (Haut-Giffre/Haute-Savoie, Fr.) :

393L'échantillon FJB/1 a été prélevé dans la galerie du Maïs (amont du V6) au sein d'une coupe détritique de 4 m de haut (fig. 324/A et 327). La particularité de ce dépôt ryhmé, d'origine glaciaire, est de présenter des horizons grossiers gris-foncé à limons, sables et petits graviers (2 à 7 mm), séparés par des lamines beiges limoneuses de 4 à 7 mm de large. Le contact entre niveaux grossiers et lamines limoneuses est ravinant car les premiers correspondent à des décharges de crue violente, dans un secteur en voie d'ennoiemment, alors que les horizons limoneux traduisent une sédimentation calme, en régime totalement noyé.

394Comme dans le gouffre Karen, il est difficile de déterminer avec précision les varves annuelles car ces dernières peuvent présenter plusieurs décharges grossières dans une année.

395– Composition granulométrique globale (horizons grossiers + lamines limoneuses) :

• Argiles = 21,7 %
• Limons fins = 49,5 %
• Limons grossiers = 10,8 %
• Sables fins = 5,4 %
• Sables moyens = 2,8 %
• Sables grossiers = 9,8 %

396Analyses : laboratoire de géomorphologie de Caen, CNRS (M. LEVANT et L. LOIT).

397Le faciès est limoneux (60,3 %), mais avec des fractions extrêmes importantes puisque les argiles (<2 µm) représentent 21,7 % tandis que les sables atteignent 18 %, sans compter les petits graviers non comptabilisés. Le CaCO₃ total, sur la fraction inférieure à 2 mm, est de 72,1 % ; une grande partie provient de la farine glaciaire limoneuse.

398Comme l'ont montré ces différents exemples de varves des Pyrénées et des Alpes françaises, les varves régulières, à couples annuels, nécessitent des conditions de sédimentation favorables de type lacustre, à écoulement lent. Les varves irrégulières, en particulier celles possédant des niveaux à sables grossiers et graviers, se situent dans des zones de sédimentation à forte variation du niveau noyé au cours des phases de fusion glaciaire. Aussi, seules les varves régulières peuvent-elles être utilisées pour un comptage.

399De plus, la signification saisonnière des lamines n'est pas exactement la même que celles des varves glacio-lacustres externes. En effet, les varves souterraines, d'origine glaciaire, supposent une sédimentation par ennoiement. Or, cette situation hydrologique n'est possible, dans la zone de transfert vertical ou oblique, que lors des crues de fusion estivale. En hiver, cet ennoiement ne se produit pas, de sorte que les lamines sableuses et limoneuses ne se forment qu'entre la fin du printemps et la fin de l'automne.

400La périodicité enregistrée dans les varves souterraines existe de la même façon que dans les varves lacustres (SERRUYA, 1969, thèse sur les dépôts du lac Léman). Cet aspect est traité à propos des varves de la galerie Aranzadi (chap. XII).

c. Le rôle de la farine glaciaire carbonatée

401La calcimétrie totale, effectuée sur une quinzaine d'échantillons de Platé et de la Pierre Saint-Martin, varie entre 11 et 80 % selon la couche prélevée (niveaux sableux, argilo-limoneux...), soit un taux moyen de 48 %. Il s'agit de carbonate détritique se présentant sous deux formes :

• des particules très fines (<2 à 50 μm), de la taille des limons et argiles. C'est le cas de la "farine" blanche des varves du gouffre Karen (Platé/Hte.-Savoie, échantillon A6/S, 73,5 % de CaCO₃), des limons rythmés du gouffre Jean-Bernard (Ht.-Giffre/Hte.-Savoie, échantillon FJB/1, 72,1 % de CaCO₃) ou des varves gris-beige de la galerie Aranzadi (Pierre St.-Martin, jusqu'à 80 % de CaCO₃) ;
• des limons grossiers ou des sables fins-moyens (50 à 500 μm) présents, bien-sûr, dans les niveaux sableux. Mais le taux de CaCO₃ est généralement inférieur (34,6 % de CaCO₃ dans le gouffre Karen/Platé, à la cote – 250 m, échantillon Kl/S).

402La farine carbonatée provient de l'abrasion du plancher calcaire par le glacier. La preuve de la sédimentation d'une farine carbonatée d'origine glaciaire, en condition de décantation totale dans l'endokarst, est donnée par l'analyse chimique de la fraction inférieure à 2 μm pour deux échantillons de varves du gouffre Mirolda (Criou/Hte.-Savoie) (fig. 324/B) :

403◊ Echantillon A9/S (réseau interclub/cote – 200 m, fraction <2 µm = 10,9 %) :

• CaCO₃ = 70 % (CaCO₃ total échantillon = 68,4 %)
• Quartz = 28 %
• Minéraux argileux = 2 %

404◊ Echantillon A10/S (réseau interclub/bivouac de – 340 m, fraction <2 μm = 30,2 %) :

• CaCO3 = 62 % (CaCO₃ total échantillon = 57,3 %)
• Quartz = 36 %
• Minéraux argileux = 2 %

405Analyses : laboratoire de géomorphologie de Caen, CNRS (J.-L. DUMONT et J. QUILLARD).

406La fraction calcaire plus grossière — généralement des sables fins — a une double origine : soutirage de sables calcaires sous-glaciaires et/ou fluvioglaciaires et sédimentation de sables endogènes. A titre de comparaison, la teneur en CaCO₃ des dépôts fins actuels non glaciaires (ex : limons et sables fins de crue) est plus faible :

• 12,8 % pour le remplissage de sables fins de la cote – 700 m dans le réseau BU56, en Navarre/Espagne (échantillon PBU1/S, 66 % de sables fins) ;
• 18,2 % pour les limons de crue situés dans le trop-plein temporaire de l'Œil d'Issaux, à la cote-5 m, sur le versant N du massif de la Pierre Saint-Martin/Pyr. -Atl. (échantillon PSM4/S, enduit sur bloc).

407Dans ces deux cas, il s'agit du remaniement de sédiments endogènes et exogènes (soutirage de sols et de remplissages fluvioglaciaires de dépressions).

d. Minéralogie des argiles et rôle du soutirage des sols et sédiments externes (annexe : tableaux 70 à 74)

408La nature des minéraux argileux est variable selon le massif. Mais il existe aussi des similitudes entre les karsts étudiés (Platé/Haut-Giffre dans les Alpes de Hte.-Savoie et Pierre Saint-Martin/Larra dans les Pyrénées franco-espagnoles), sans doute à cause de la couverture résiduelle de flysch.

409◊ La chlorite : on constate que cette argile est toujours représentée, dans des proportions allant de 10 à 50 % (moyenne de 31 % pour 30 échantillons), aussi bien pour les varves que pour les remplissages fonctionnels.

410– Pour Platé/Ht. Giffre, la chlorite des sédiments souterrains (varves + alluvions fines) varie de 15 à 50 % des argiles, pour une moyenne de 35 % (20 échantillons). Une grande partie semble venir des grès de Taveyannaz qui renferment, selon MARTINI (1968, p. 598), 7 à 28 % de chlorite sur le total des échantillons, notamment pour les faciès vert de grauwacke où le même auteur signale la chloritisation plus ou ou moins avancée de la hornblende et de l'augite. Dans les autres roches, le poucentage de chlorite de la fraction argileuse est faible à médiocre (5 % pour le Sénonien, 15 % pour les grès albiens et 10 % pour l’Urgonien). En revanche, l’Hauterivien quartzeux, sur lequel circulent les principales rivières souterraines, en contient 30 à 40 %, soit 1,2 à 1,6 % du total de la roche (teneur de 4 % en argiles) (tableaux 70, 72, 73).

411– Pour la Pierre Saint-Martin/Larra, la chlorite est moins abondante (10 à 25 %, moyenne de 19 % pour 8 échantillons). Remarquons que ce minéral vient des calcschistes (40 % des argiles) et des flyschs schisto-gréseux (60 % des argiles) du Maestrichtien, car les "calcaires des canyons" n'en possèdent pas. On observe aussi une nette corrélation entre la composition des argiles des profils pédologiques sur flysch et des remplissages fluvioglaciaires de dépressions avec celle des varves et autres alluvions fines de l'endokarst (tableau 71).

412◊ Les argiles micacées : dans les remplissages étudiés, en particulier dans les horizons sableux ou sablo-limoneux, ces argiles sont abondantes (jusqu'à 60-70 %) et sont toujours en relation avec l'érosion des roches micacées proches.

413– A Plate, il s'agit des schistes gréso-micacés tertiaires et des grès de Taveyannaz (présence de séricite) dont les micas plus ou moins altérés se retrouvent, par exemple, dans les sables fins et limons préwürmiens de la coupe du gouffre Karen située à – 250 m. Par contre, dans les argiles varvées du gouffre TV1 — cavité située à proximité du gouffre Karen — et dans les dépôts sablo-limoneux fonctionnels du même gouffre, les argiles micacées n'existent pas.

414– A la Pierre Saint-Martin, l'abondance des argiles micacées dans les remplissages souterrains (65 à 70 %) est liée à la destruction de la couverture résiduelle des flyschs et au soutirage des sols et des anciens remplissages fluvioglaciaires qui renferment le même pourcentage d'argiles micacées. A titre de contre exemple, dans le gouffre BU56 localisé sur le versant espagnol, les deux échantillons PBU1/S (-700 m) et PBU2/S (-1100 m) n'en détiennent pas, peut-être à cause de l'absence d'affleurements de flyschs dans le bassin d'alimentation du réseau souterrain.

415◊ L'illite : avec la chlorite et les argiles micacées, ce minéral de la famille des micas est également bien représenté dans les remplissages varvés souterrains : 40 à 75 % dans les gouffres TV1 et Karen à Platé, 55 à 65 % dans le gouffre Mirolda du Criou/Ht.-Giffre et 65 à 75 % dans les réseaux pyrénéens de la Pierre Saint-Martin et du BU56. Cependant, l'illite n'est pas présente partout dans les remplissages d'un même réseau et il est encore difficile d'en expliquer la raison. Ainsi, dans la coupe du Karen de – 250 m, à Platé, les horizons sableux à sablo-limoneux n'en possèdent pas (ex : K7/Si, K5/Si, Kl/S, K2/Si, K3/Si, K4/Si, K6/Si) alors que les varves à limons fins (A6/S) en renferment 75 %.

416Dans les massifs alpins et pyrénéens concernés, l'illite provient généralement de l'altération du contexte rocheux :

• calcaires sénoniens et urgoniens, grès albiens (riche en glauconite), Hauterivien quartzeux à Platé et dans le Ht.-Giffre ;
• calcschistes du Campanien-Maestrichtien et "calcaires des canyons".

417Il est dit que l'illite est caractéristique des argiles glaciaires en tant que relique des roches éruptives érodées (CAILLERE et al., 1982, p. 67), mais dans les karsts de montagne, elle est également issue de l'érosion des calcaires et des schistes. Mais il faut aussi tenir compte des apports éoliens (poussières sahariennes) qui sont loin d'être négligeables (cf. CABIDOCHE, 1979, pour la Pierre St.-Martin).

418◊ Les interstratifiés : les minéraux argileux interstratifiés ne sont pas abondants dans les exemples des Alpes et des Pyrénées ; quand il existent, ils représentent 5 à 10-15 % des argiles. Par ordre d'importance décroissante, il s'agit des interstratifiés gonflants, des types à 14v-14s et des types mixtes (10-14c, 10-14v, 10-14s).

419◊ Les smectites : elles sont également assez rares dans les remplissages alpins et pyrénéens cités (5 à 25 % pour 1/4 des échantillons, 0 % pour les autres). Ces argiles caractéristiques, à gonflement intra-structural, proviennent en premier lieu du contexte lithologique.

420◊ La kaolinite : elle est seulement présente dans quatre échantillons sur trente et ne dépasse pas 5 à 15 %. Cette rareté est logique dans les remplissages quaternaires de la haute montagne calcaire des régions tempérées, dans la mesure où il existe peu de décomposition de roches acides et aucun soutirage de sols latéritiques (un peu de kaolinite d'origine éolienne) ; de plus, les calcaires n'en possèdent pas (0 % dans les calcaires de Platé/Ht. Giffre, 10 % dans la fraction argileuse des "calcaires des Canyons" des Pyr.-Atl.). En revanche, dans les hauts karsts méditerranéens comme celui du Djurdjura (Algérie), on a vu que sols et dépôts souterrains renfermaient en moyenne 20 à 40 % de kaolinite sur le total de la fraction argileuse.

421Il y a sans doute là une explication pédoclimatique, les sols brun-rouge et terra rossa des hautes montagnes méditerranéennes constituant des profils complexes, maintes fois remaniés ou enrichies (notamment par voie éolienne).

CONCLUSION

422Cette étude générale sur les remplissages endokarstiques détritiques de la haute montagne et de ses abords (moyenne ou basse montagne anciennement englacée) a permis de juger de la richesse et de la complexité du milieu étudié. Dans le chapitre 12, plusieurs coupes souterraines, intégrant des dépôts détritiques et des spéléothèmes, sont étudiées en détail car elles permettent de caler les différentes phases glaciaires et interglaciaires au cours des derniers cycles climatiques et d'établir des comparaisons entre régions de valeur continentale.

423Le problème des altérites anciennes, piégées dans l'endokarst (poches rouges), puis recoupées par la karstification post-tectonique des chaînes alpines s. 1., du Tertiaire à l'Actuel, est analysé dans le chapitre 13. Il s'agit d'une question fondamentale que Ton retrouve à la fois au niveau superficiel par érosion des surfaces karstiques et dans toutes les grandes cavités, soit directement sous forme de remplissages rouges en place ou légèrement remaniés, soit indirectement par contamination des remplissages détritiques ou chimiques.