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La Haute Montagne calcaire

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Richard Maire

Troisième partie. Genèse des karsts de haute montagne

Chapitre XIV. Le rôle des facteurs endogènes (séismes, hydrothermalisme, plutonisme, volcanisme)

Texte intégral

1Certains facteurs endogènes liés aux phases tectoniques peuvent jouer un rôle non négligeable, voire capital, dans l'évolution des reliefs calcaires à toute altitude : phénomènes catastrophiques (glissements et écroulements sismiques), dissolution et concrétionnements hydrothermaux, activité plutonique, action directe du volcanisme (phréato-magmatisme dans les aquifères carbonatés, retombées de tephra...)·Le volcanisme demeure le plus important et constitue un moyen précieux pour dater l'évolution géomorphologique régionale.

I - ECROULEMENTS ET GLISSEMENTS SISMIQUES

2Ces phénomènes brutaux ont un impact morphologique qui ne doit pas être sous-estimé dans les régions à forte activité sismique, notamment dans le calcul des bilans d'érosion. Dans les montagnes calcaires, les séismes favorisent le recul des parois (versants, canyons) et pourraient jouer un rôle dans l'effondrement de certaines grandes cavités (ex : avens géants de Nouvelle-Guinée). Prenons deux séries d'exemples : en Nouvelle-Guinée et dans les Alpes.

A. EFFETS COMPARES DES SEISMES SUR LES RELIEFS GRANITIQUES ET CALCAIRES DE NOUVELLE-GUINEE

3En Nouvelle-Guinée et dans l'archipel Salomon, à haute fréquence sismique, le rôle morphogénique des séismes est important en raison de l'énergie du relief (en voie de soulèvement), de la puissante altération des roches et des fortes précipitations (MAIRE, 1984) (chap. VII).

1. Dans les massifs granitiques

4Sur les reliefs de la bordure N de Papouasie Nouvelle-Guinée (PNG), les taux de dénudation sismique sont éloquents (fig. 360) :

5◊ chaîne Adelbert : dénudation = 80-100 cm/millénaire, dont 60 à 70 % d'origine sismique (PAIN et BOWLER, 1973) ;

6◊ chaîne Torricelli : dénudation = 100 cm/millénaire dont 70 à 80 % d'origine sismique, en estimant une fréquence de deux grands séismes par millénaire (SIMONETT, 1967).

7Située au NW de la PNG, entre le fleuve Sepik et le Pacifique, la chaîne Torricelli-Bewani culmine à près de 2000 m d'altitude. A la suite du violent séisme du 20 septembre 1935, STANLEY (1935), qui se trouvait sur place, a décrit les effets morphologiques désastreux : glissements, avalanches de débris, obturation de nombreux cours d'eau, ruptures des lacs de barrage, aggradation des fonds de vallées.

Figure 360 : Papouasie Nouvelle-Guinée (West Sepik) : distribution des glissements de terrains dans la chaîne Torricelli située à proximité de l'épicentre du séisme de 1935 et dans la chaîne Bewani orientale en position excentrée. Pour chaque type de roche, la dénudation moyenne instantanée (batons noirs) est exprimée en cm et le volume des débris transportés en millions de m3/km2. (MAIRE, 1984 ; d'après les données de SIMONETT, 1967).

8SIMONETT (1967) a effectué une étude statistique sur la distribution des glissements à partir de l'étude de terrain de plus de 400 glissements et de la photo-interprétation. Dans le secteur granitique, 40 % de la superficie ont été touchés par les mouvements de masse. Par contre, on observe une diminution rapide du nombre et du volume des glissements dès que l'on s'éloigne de plus de 80 km de l'épicentre. Pour les Mts. Torricelli, SIMONETT propose une fonction pour la distribution des glissements, en rapport avec la distance à l'épicentre et le nombre de glissements, qui reflète l'intensité du séisme et permet de reconstituer les courbes isoséistes, soit :

9log N = al - b

10avec N = nombre de glissements par "minute quadrangle" (3,4 km2)

11I = intensité sismique (échelle MSK)

12a et b = constantes

13L'analyse de la répartition des anciens mouvements de masse d'origine sismique, soit par photo-interprétation et télédétection pour les régions peu accessibles, soit par relevés de terrain, peut permettre de circonscrire les épicentres des anciens séismes dont on ne possède aucun enregistrement. C'est ce qui vient d'être fait, par exemple aux U.S.A., pour l'ancien séisme de 1811-1812 (New Madrid, Missouri) dont on retrouve les anciens glissements de terrain — plus de 200 — le long de la vallée du Mississipi (JIBSON et KEEFER, 1988).

2. Dans les montagnes calcaires de PNG

14On ne possède pas de valeurs chiffrées pour la dénudation sismique en zone calcaire, mais celle-ci paraît assez importante dans certaines régions. Sur la chaîne côtière Finisterre-Saruwaged, la forte sismicité est responsable de glissements de terrains importants dont la distribution varie selon la lithologie. Les falaises de calcaires mio-pliocènes sont soumises à des écroulements comme dans les bassins des rivières Urawa et Yupna situés sur la façade NE de la chaîne. Les photos aériennes ont permis de discerner de grands glissements dans d'autres formations, "Finisterre volcanics" de l'Oligo-Miocène et "Gusap argillite" de l'Eocène, localisées sur le versant SE. Sur les bordures du haut plateau Bangeta (calcaires crayeux de Gowop), les écroulements d'origine sismique doivent exister, mais ils n'ont pas été étudiés.

Figure 361 : Contexte géologique des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne/Papouasie Nouvelle-Guinée) et localisation du grand glissement sismique de la rivière Bairaman en 1985.
Légende carte : A. Glissement sismique de la Bairaman. B. Épicentre du séisme (magnitude 7,1) du 11/05/85. 1. Alluvions. 2. Calcaires coralliens quaternaires (terrasses marines soulevées). 3. Conglomérats fluviatiles quaternaires. 4. Volcanisme pléistocène. 5. Calcaires de Yalam (Miocène moyen-sup.). 6. Volcano-sédimentaire (Oligocène sup.). 7. Volcanisme sous-marin (Oligocène sup.). 8. Laves basiques (Eocène sup.). 9. Cratères actifs. 10. Cratères inactifs. 11. Caldeira. 12. Failles.
Légende coupe : A. Volcanisme pléistocène. B. Calcaire de Yalam. C. Volcano-sédimentaire (Oligocène sup.).D. Tonalite, gabbro.... E. Laves basiques (Eocène sup.).
(d'après les cartes géologiques de Pomio et Talasea-Gasmata, 1/250 000 ; RYBURN, 1974 et 1975
situation du glissement séisme et du glissement d'après KING et al., 1987).

Photo 275 : Glissements et écroulements sismiques sont fréquents dans les montagnes calcaires de Papouasie Nouvelle-Guinée à toute altitude. Ici, glissements sismiques sur les parois de calcaires de Yalam des Mts. Nakanai en Nouvelle Bretagne (Beg Beg River, bordure E du massif), (cliché pris d'hélicoptère, expédition "Mégadolines" 1984, Spelefilm.).

15Dans les hauts karsts forestiers des Highlands (West province), le recul de la grande muraille calcaire Hindenbourg (alt. 2500 m), au S de la chaîne Barhman, est accéléré par l'effet des séismes (BROOK, 1976, p. 191).

16En Nouvelle Bretagne, dans le karst de la forêt pluvieuse des Mts. Nakanai, l'activité sismique est très importante. Pour le karst de surface, de type polygonal, l'influence morphologique des séismes n'apparaît pas. En revanche, dans les grands canyons antécédents qui coupent la montagne sur 600 à 1000 m de profondeur, il en est autrement. Sur les photos aériennes et à partir des survols en hélicoptère, on a constaté que tous les versants escarpés des canyons (Bergberg, Iso, Galowé, Wunung, Bairaman) sont lacérés par de multiples avalanches de débris (fig. 361, photo 275). Celles-ci sont liées à l'écroulement de pans de paroi se transformant en avalanches de débris à cause de la nature plus ou moins crayeuses des biomicrites (calcaires de Yalam, porosité de 1 à > 20 %)

17Pour les avens géants qui transpercent à l'emporte pièce la surface du karst, les processus karstiques sont suffisants pour créer de telles cavités (chap. VII). Toutefois, en raison du taux de probabilité de forts séismes (magnitude > 7-7,5) se chiffrant à plusieurs par millénaire, il n'est exclu que l'effondrement des gouffres ait été facilité par la haute sismicité régionale.

18Ces considérations viennent d'être confirmées par un récent tremblement de terre (magnitude 7,1) qui a eu lieu dans les Mts. Nakanai le 11 mai 1985 (épicentre à 30 km au SSE de Bialla). Il a provoqué de nombreux glissements de terrain, prouvant le rôle majeur des grands séismes dans les calcaires poreux très altérés et riches en eau. Le glissement le plus spectaculaire a eu lieu à 15 km à l'E de l'épicentre, dans la vallée de la Bairaman River (fig. 362). Les effets catastrophiques décrits par KING, LOVEDAY et SCHUSTER (1987) sont remarquables.

Photo 276 : L’aven géant de Minyé profond de 400 m dans le karst de la forêt pluvieuse des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne). Au fond, le torrent souterrain de 15 m3/s. Ces effondrements ont sans doute été favorisés par les nombreux séismes majeurs qui affectent cette région (fig. 362). (cliché pris d'hélicoptère, expédition "Mégadolines" 1984, Spelefilm).

Figure 362 : L'écroulement et le glissement d’origine sismique de la Bairaman dans le karst de la forêt pluviale des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne). 1. Karst à dolines (calcaires crayeux de Yalam). 2. Canyon de la rivière Bairaman. 3. Glissement sismique et cicatrice d'arrachement. 4. Accumulation sismique au fond de la vallée. 5. Barrage naturel (hauteur 200 m) avant qu'il cède sous la pression des eaux. (Fond topographique d'après la carte de Ludtke, 1/100 000, sheet 9186 Coupe d'après KING et al., 1987, p. 42).

19Le glissement rotationnel, d'un volume de 180 millions de m3, a emporté brutalement une falaise haute de 200 m et une surface de plateau de 1 km2 (fig. 362). En raison de la décompression, de l'altération et de la karstification interne des calcaires poreux (présence d'un aquifère dans le réseau de pores et de microfissures), l'écroulement s'est transformé immédiatement en une avalanche de débris qui a bouché la vallée sur 3 km de long et une hauteur dépassant parfois 200 m. Six mois plus tard, un lac important s'était formé en amont du barrage naturel. Pour prévenir les dégats consécutifs à la rupture inopinée de ce dernier, le remplissage du lac et la stabilité du bouchon ont été attentivement surveillés par le "Geological Survey" de Papouasie Nouvelle-Guinée (GSPNG). Malgré les pertes karstiques, le niveau du lac a continué de monter lentement lors de la saison des pluies de 1986 (niveau du lac à 11 m du sommet en août 1986). Face à la menace, le village de Bairaman situé à l'embouchure de la rivière a été évacué en septembre 1986, 2 jours avant que le barrage soit dynamité (11/9/86).

20Dans ces montagnes calcaires hyper-humides où le contexte lithologique est favorable, les séismes provoquent une accélération du recul des falaises :

  • par la préparation météorique et pédo-karstique (précipitations abondantes, forêt pluviale, altération et endokarstification de la roche poreuse) qui augmente la zone fragilisée et détendue ;

  • par le cisaillement instantané de la roche altérée sous l'effet des séismes majeurs (surtout les ondes transversales de cisaillement dites ondes S). Au lieu d'un écroulement simple, on a un glissement rotationnel donnant lieu à une avalanche de débris imbibé d'eau se rapprochant du fonctionnement des lahars.

21Quelques chiffres de dénudation comparée peuvent être proposés pour les Mts. Nakanai. Pour un bassin-versant de 500 km2 environ, la dénudation instantanée dans la zone de la Bairaman river (180 millions de m3 + autres glissements secondaires), est au moins de 0,4 million de m3 /km2. Si l'on admet un écroulement sismique de cette dimension :

  • par siècle, la dénudation sismique est de 4000 m3 /km2 /an, soit plus de 10 fois la dissolution spécifique qui est de 300 à 400 m3 /km2/an (chap. VII) ;

  • par millénaire, la dénudation sismique est de 400 m3 /km2 /an, soit équivalente à la dissolution spécifique.

22Compte tenu du taux de grands séismes (plusieurs par millénaires), on constate que la dénudation sismique pourrait atteindre, voire dépasser la dissolution karstique, ce qui fait des Mts. Nakanai une région hyperactive dont le taux de dénudation sismique + chimique pourrait dépasser 1000 m3 /km2/an. Ces valeurs sont indicatives et ne tiennent pas compte des nombreux petits glissements sismiques qui se produisent régulièrement.

B. EXEMPLE D'ECROULEMENT SISMIQUE DANS LES CALCAIRES MASSIFS DES KARSTS HAUT-ALPINS

23Dans les chaînes alpines du pourtour méditerranéen, les effets des séismes sur les reliefs calcaires ont été souvent signalés (articles de CHARDON, GOVI, LIPPMAN, GACHELIN-RIBAULT, GABERT, MAGAGNOSC, VOGT, JULIAN... in numéro spécial de "Méditerranée", T. 51, 1-2, 1984). Leur rôle dans l'évolution de la haute montagne calcaire n'est pas négligeable en zone tectonique active.

24En Suisse, dans Alpes calcaires du Valais (massif du Wildhorn), l'écroulement sismique de 1946 du Six-des-Eaux-Froides (alt. 2905 m, flanc SE) est l'un des plus importants connus en domaine haut-alpin. La masse éboulée, d'un volume de plusieurs dizaines de millions de m3, a recouvert le fond de la vallée glaciaire au niveau du lac et du pâturage du Luchet, entre 2050 et 1820 m d'altitude, soit sur 2 km de long et 0,3 à 0,5 km de large (fig. 363 et photo 277).

Photo 277 : L'écroulement de la paroi S d'Urgonien du Six-des-Eaux-Froides (au fond, alt. 2905 m) provient du séisme de 1946 (Massif du Wildhorn/Valais-Suisse). Au premier plan, la coulée de blocs (alt. 1950 m).

Figure 363 : L'écroulement du versant S du Six-des-Eaux-Froides dans le massif du Wildhorn dû au séisme de 1946 (Valais/Suisse), (d'après photo aérienne du service fédéral de Berne, cliché 8689/273NW ; cartes topographique et géologique de St. Léonard 1/25 000, BADOUX et al., 1959).

25Le cisaillement s'est effectué au profit d'un pan de paroi d'Urgonien (puissance de 250 m), en situation de détente, et découpé par des failles transversales NW-SE. Le Barrémien schisteux sous-jacent a dû servir de plan de glissement. La plus grande partie de l'accumulation de blocs n'a pas été colonisée par la végétation.

II - LE ROLE DE L'HYDROTHERMALISME

26Les eaux juvéniles traversant des terrains carbonatés peuvent avoir deux types d'action : dissolution par des acides forts ou concrétionnement par des eaux minéralisées. Les phénomènes hydrothermaux hérités, remontant par exemple à une phase d'épirogenèse, se rencontrent aussi bien en surface (sur des escarpements de faille, filons travertineux) que dans l'endokarst (géodes recoupées...).

1. La dissolution hydrothermale : le cas des calcaires et dolomies altérées de Crète

27Dans certains karsts de montagne, des remontées d'eaux thermales acides (H2SO4) se sont produites le long des zones faillées lors du soulèvement. C'est le cas dans les hauts karsts de Crète (Ida, Levka Ori), massifs qui ont subi une tectonique de faille normale lors de l'extension égéenne au Néogène.

28 Les faciès "bulleux" (Crète) : les calcaires et dolomies situés au niveau des grands escarpements de faille normale N et S de l'Ida et des Levka Ori ont parfois un faciès bulleux caractéristique d'une dissolution hydrothermale hyper-acide en milieu phréatique.

29Le site le plus intéressant se situe au pied de l'escarpement de faille du Psiloritis (Ida), juste au-dessus du poljé du Nida, vers 1400 m d'altitude (photo 278). Le calcaire présente une macroporosité secondaire sous forme de nombreuses bulles ovoïdes ou elliptiques, millimétriques à centimétriques. Ce faciès d'altération hydrothermale peut être observé plus au N, au niveau de la faille de l'Axi Kefala (ex : site de la bergerie, contact avec les phyllites, alt. 1450 m). Du calcaire de Tripolitza à faciès bulleux et microbréchique a été observé sur lame mince (échantillon ANG237/b). On distingue :

  • du calcaire microsparitique (Tripolitza) présentant 5 à 10 % de vacuoles de dissolution passant progressivement à :

  • un faciès microbréchique (à fragments altérés de phyllites et grands quartz), plus ou moins bulleux, montrant de multiples indices de dissolution (géodes, chenaux, avec gypse néoformé), de recristallisation (plasma sparitique) et des pollutions postérieures (microgrès ferrugineux, éléments de sols piégés).

Photo 278 : Bordure du poljé du Nida, alt. 1400 m (Mt. Ida, Crète). Le calcaire de Tripolitza, situé au pied de l'escarpement de faille N du Psiloritis, présente un faciès bulleux typique d'une dissolution hydrothermale (H2S04). On retrouve ce même faciès "hydrothermalisé" dans les calcaires et dolomies des Levka Ori (au niveau de l’escarpement N de faille, au-dessus de Lakki).

30Un faciès hydrothermalisé identique a été observé sur le plateau inférieur d'Anogia (au N du village, ait. 880 m, en face des silos). On observe au-dessus d'un affleurement d'ophiolite (appartenant à la formation de Goniès) :

  • un niveau de brèche tectonique vacuolaire à plasma blanc et cristallin (recristallisation de la calcite) ;

  • une couche plurimétrique de dolomie vacuolaire fragilisée (roche pulvérulente).

31 Genèse : la localisation de ces roches à faciès bulleux indique qu'il y a eu des remontées d'eaux thermales, très acides, le long des accidents tectoniques. Situé sur la bordure externe de l'arc égéen, les massifs crétois sont directement issus d'une puissante tectonique de faille normale (extension liée à la subduction égéenne) caractérisée par des jeux de blocs à déplacements plurikilométriques datant du Miocène (chap. III).

32Ce type d'altération hydrothermale, au niveau des zones calcaires fracturées, n'est pas exceptionnel. Ce qui surprend ici, c'est l'ampleur du phénomène dans des roches carbonatées. Les altérations hydrothermales sont surtout étudiées dans les roches plutoniques (granites) où sont connus, par exemple, la chloritisation des biotites, la corrosion des quartz et la dissolution en "puits" des feldspaths (le cristal devient poreux) (MEUNIER et al., 1987, p. 973). Dans les roches carbonatées, la dissolution hydrothermale emprunte aussi la microporosité et éventuellement les microjoints argileux.

33Le faciès bulleux provient d'une dissolution par des acides forts (acide sulfurique) empruntant le réseau microporeux (fig. 364). Divers travaux sur "l’hyperkarst" hydrothermal (CIGNA, 1978 ; CIVITA, FORTI, PERNA, 1986, p. 271, sur le SW de la Sardaigne) montrent que ces acides viennent de l'oxydation des sulfures (H2S), l'oxygène ayant une origine profonde (minéralisations). La corrosion du calcaire par l'acide sulfurique (H2SO4) provoque la formation d'anydrite et de gypse et le dégagement de gaz carbonique. Toutefois, dans le milieu confiné du système microporeux (conditions phréatiques), le CO2 a souvent du mal à s'échapper, d'où une réaction incomplète.

34En Hongrie, dans les collines de Buda et de Csiki, JACUCS (1977, p. 76) signale que l'altération hydrothermale peut aboutir à une pulvérisation de la dolomie à cause de l'hydratation postérieure de l'anydrite néoformée. Dans les exemples crétois, on constate la présence de gypse néoformé (échantillon ANG 327/b) et un faciès vacuolaire plus ou moins pulvérulent suggérant que la réaction acide a été complète avec production d'anydrite et évacuation du CO2, d'où la possibilité d'une micropulvérisation de la roche par gonflement du gypse. Si elle n'est pas pulvérisée, cette roche altérée par l'hydrothermalisme peut servir de piège à des dépôts postérieurs, comme au pied du Psiloritis (présence de microgrès...).

2. Les cavités hydrothermales

35Les cavités hydrothermales explorables à l'homme ne sont pas fréquentes. Quand elles existent dans les karsts de montagne, elle résultent du soulèvement qui a porté en altitude des cavités creusées par des eaux chaudes sous conditions phréatiques.

36 Exemples algériens : les grottes thermales ont une morphologie caractéristique en coupoles, sans trace de courant, avec des conduits se développant dans toutes les directions comme l'illustre l'exemple de Rhar-es-Skhoun (dévelop. 1,75 km, profondeur 132 m, alt. 630 m), dans le Cénomanien des Bibans, étudié par COLLIGNON (1983).

37Dans le karst de haute montagne du Djurdjura, le gouffre de l'Anou Boussouil recoupe vers - 450 m un ancien réseau d'origine hydrothermale caractérisé par de nombreuses coupoles coalescentes et des parois altérées recouvertes d'ankérite (COLLIGNON et QUINIF, 1983, p. 193).

38 U.R.S.S. et Europe centrale : de nombreuses petites grottes thermales sont connues dans les chaînes alpines du Sud de l'URSS, en particulier en Crimée, en Asie centrale (Tian Chan) et dans le Caucase (DUBLYANSKY, 1980). Dans le Tian Chan, les cavités thermales ont été portées en altitude par l'orogénie alpine au cours du Tertiaire.

39En Europe centrale (Pologne, Hongrie), le karst hydrothermal est l'objet de multiples publications (DZULYNSKI et SASS-GUSTKIEWICZ, 1982 ; MULLER et SARVARY, 1984 ; KOVACS et MULLER, 1984). Dans la chaîne alpine des Tatras (Carpathes polonaises), la grotte Dziura serait d'origine hydrothermale (BAC-MOSZASZWILI et RUDNICKI, 1978). Elle se situe juste au SW de Zakopane, dans les premiers reliefs calcaires (Dol. Ku Dziurze), au niveau de grands accidents E-W.

40 U.S.A. : les plus remarquables exemples de cavités hydrothermales sont de loin les immenses réseaux américains de Jewel Cave (118 km) et Wind Cave (70 km). Ces cavités se situent dans les Black Hills du Sud Dakota qui émergent de la plaine grâce au bombement d'âge tertiaire d'un batholite (Harney Peak, 2119 m). Les deux grottes se développent dans les calcaires de Pahasapa (ou Madison Limestone du Mississipien), entre le socle et les grès de Minnelusa du Pennsylvanien (PALMER, 1981 et 1984 ; DOWNEY, 1986).

41Ces cavités présentent une morphologie caractéristique d'un creusement hydrothermal (coupoles, développement désordonné des conduits, concrétionnements phréatiques en "dents de chiens"...). De plus, BAKALOWICZ (1987) a mesuré les teneurs en et 13C des concrétions car celles-ci enregistrent les conditions de cristallisation et notamment de température. Or, les spéléo-thèmes de Jewel Cave et Wind Cave se situent dans des courbes-enveloppes distinctes des carbonates marins et des concrétions ordinaires, suggérant une température de formation comprise entre + 30 et + 100 °C (+ 35 à + 65 °C selon MILLEN et DICKEY, 1987).

42Engendrées dans des conditions phréatiques, sans doute par des eaux très acides, ces cavités ont été transportées au-dessus du niveau de base et asséchées par la surrection du batholite, d'où une évolution postérieure dans des conditions karstiques normales.

43 Interprétation : les travaux effectués en Hongrie sur la genèse des grottes hydrothermales (JAKUCS, 1977 ; MÜLLER et SARVARY, 1977) confirment que les sources chaudes apparaissent toujours à la hauteur du niveau de base régional (point le plus bas des vallées), ce qui entraîne souvent un mélange avec les eaux météoriques. La dissolution hydrothermale provient d'un surplus de CO2 d'origine magmatique et parfois de l'intervention d'H2SO4 (fig. 364). La stratification thermique des eaux pourrait être responsable de la distribution horizontale plus ou moins étagée des conduits dans les cavités hydrothermales ; mais cela reste à démontrer.

44Par conséquent, dans tous les exemples cités, on constate que la genèse hydrothermale remonte à une époque où les cavités se situaient à proximité ou nettement sous le niveau de base régional. Aussi, tout indice d'hydrothermalisme hérité (cavités) dans les karsts d'altitude est-il le signe du début d'un stade de surrection (magmatisme, volcanisme, épirogenèse).

3. Les concrétionnements hydrothermaux

a. Les travertins hydrothermaux

45On distingue deux grands types de travertins : ceux de sources (origine endokarstique) et ceux de rivière (origine externe). Parmi les concrétionnements de sources (tufs et travertins), les travertins hydrothermaux constituent des dépôts originaux qui peuvent poser des problèmes d'interprétation lorsqu'ils ne sont plus actifs.

46 Dans les karsts algériens, COLLIGNON (1983, p. 32) signale que des massifs de travertins d'origine hydrothermale ne sont plus associés à des sources chaudes. En effet, les circulations hydrothermales ont pour caractéristique de se déplacer au cours du temps en fonction des mouvements tectoniques (jeu des fractures, surrection) et de la géomorphologie (creusement des vallées).

47A la base du karst d'altitude du Djurdjura (partie E), à proximité de l'émergence du Boussouil (Tala El Hammam Boudrar, 500 1/s), se développe un massif de travertin hydrothermal. La circulation carbogazeuse (T = 22°C) a été recoupée accidentellement en 1950 lors du creusement d'un tunnel de captage au niveau de l'émergence d'El Hammam Boudrar. Le conduit hydrothermal a dû être muré, ce qui a provoqué l'assèchement de la source chaude et l'arrêt de la travertinisation (comm. orale B. COLLIGNON).

48Une analyse isotopique de l’ l8O et surtout du 13C peut donc se révéler nécessaire pour vérifier si tel travertin, aujourd'hui inactif, est ou n'est pas hydrothermal. En effet, des valeurs élevées de delta 13C sont le signe d'une participation de CO2 profond dans la mise en solution des carbonates, comme le souligne BAKALOWICZ (1988) pour les sources thermominérales des Corbières. En complément, la datation U/Th de ces concrétionnements permet de dater les contraintes tectoniques responsables de leur genèse, à condition de disposer d'échantillons sains, sans matériel détritique, dont le système géochimique est resté fermé (QUINIF, 1988).

49En réalité, tout n'est pas aussi simple. Par exemple, dans les Monts de Tlemcen (Ouest algérien), COLLIGNON (1986, p. 86) indique que les sources thermales sont peu incrustantes et que les travertins environnants ne sont plus actifs. Or, les quelques mesures de 13C ne suggèrent pas une ancienne activité carbogazeuse.

50 En haute altitude, les travertins hydrothermaux ne peuvent se développer que si les conditions hydrostatiques le permettent. C'est le cas dans les hauts bassins intramontagneux tertiaires de l'Afghanistan central où se développent à la fois des travertins de rivière (ex : Band i Amir, Awpar) et des travertins hydrothermaux ("Dragon", Paimouri, Panjaw) étudiés notamment par LAPPARENT (1966) et PIAS (1977).

51Dans le cas des célèbres barrages de travertin de Band i Amir, le concrétionnement est en relation avec les variations climatiques du Pléistocène récent et les phases de déglaciation. En revanche, les travertins de "Dragon", Paimouri et Panjaw sont dus à des sources très minéralisés (chlorurées et carbonatées sodiques) riches en lithium dont l'origine thermale est "quasi certaine" selon PIAS (1977, p. 174). Les datations U/Th effectuées par cet auteur sur les divers travertins délimitent plusieurs périodes de concrétionnement :

  • vers 120-130 ka (Riss-Würm) pour les barrages anciens de Band i Amir et Awpar (1 ka = 1000 ans) ;

  • 28-45-47 ka pour les barrages anciens du "Dragon" (80 ka pour Paimouri) et 16 ka pour le barrage récent ;

  • 11 à 14 ka pour le barrage récent d'Awpar.

52Ces travertins hydrothermaux seraient en relation avec le volcanisme et un système de fractures dans lesquelles les eaux profondes (dissolution des carbonates sous fortes pression de CO 2) se mélangent aux eaux météoriques de fonte nivo-glaciaire. On comprend donc que les périodes de concrétionnement soient les mêmes pour tous les travertins, notamment au Tardiglaciaire.

53Dans l’Himalya du Népal, dans la haute vallée de la Buri Gandaki (alt. 4000 m, au N du Manaslu)), FORT (1981) décrit les travertins de Samdo, mais ne précise pas s'ils ont une possible origine thermale.

54Si l'on consulte la carte géologique du Népal de REMY (1973), on constate que Taxe métamorphique de la chaîne (gneiss de la "Série Tibétaine" de base) est jalonnée par des sources chaudes. Au niveau des calcaires paléozoïques, dans la vallée de Kali Gandaki, WALTHAM (1971, p. 45) signale la présence de sources thermales (Jomson) responsables de petits dépôts de tufs. Celles-ci sont très bicarbonatées et chlorurées (500 ppm de CaCO3 équivalent) et ont une température de 27 à 39°C ; le mélange entre eaux profondes et eaux météoriques est probable. D'autres sources identiques sont mentionnées plus en aval, au pied du Dhaulagiri (zone de Tukche). Ces sources ne doivent pas être confondues avec celles de Kursangmo (alt. 3000 m) dont l'aquifère est morainique et qui engendrent de belles formations de tufs blancs de cascades.

55En Inde (Cachemire), dans la haute vallée de Nilagrar (> 3000 m), WALTHAM (1971, p. 27) envisage aussi une origine en partie thermale pour des sources incrustantes sulfatées calciques. Sur le haut plateau du Tibet, SWEETING, BAO HAOSHENG et ZHANG DIAN (1987) mentionnent de rares dépôts de tufs. Celui du NE d'Amdo mesure 50 m d'épaisseur et provient d'une source (T = 10-12 °C) dont l'alimentation externe ou profonde n'a pas été déterminée (calcaires crétacés et jurassiques).

b. Les concrétionnements souterrains hydrothermaux

56Dans le milieu endokarstique, les concrétionnements hydrothermaux jouent un rôle ponctuel intéressant car ils témoignent :

  • de conditions hydrodynamiques particulières : milieu phréatique, niveau de base proche ;

  • d'une tectonique active (extension, fractures ouvertes) que Ton peut tenter de dater (isotopie, TL...).

57Il s'agit essentiellement de remplissages filoniens colmatant totalement ou partiellement (géodes) les fractures ouvertes. On peut les retrouver en surface et en profondeur par recoupement karstique.

58 Exemples de remplissages filoniens en zone tectonique active (karsts de Crète) :

59Description : on a vu que les hauts karsts crétois présentent de remarquables témoignages de dissolution hydrothermale (faciès "bulleux") localisées au niveau des grandes failles normales. Sur le haut plateau des Levka Ori, on observe aussi un réseau de grandes diaclases qui découpent la masse des dolomies et qui est sans doute contemporain de la grande phase d'extension égéenne du Miocène. Beaucoup d'entre elles sont remplies totalement par de la calcite zonaire (faciès travertineux).

60Leur origine hydrothermale est supposée. En effet, ces filons "travertineux" se sont formées dans des conditions très originales. Prenons, par exemple, l'un des plus grands filons de la vallée W du Kastro, vers 1800 m d'altitude, qui a été recoupée par l'abaissement du karst. Il est vertical et large de 2 m. Le remplissage montre une disposition géométrique régulière (photo 279) :

  • une couche blanche de 20 cm, finement laminée, sur chaque éponte ;

  • une série de couches brunes, intercalée de couches blanches, qui se réunissent au centre de la fracture.

61Interprétation : cette disposition n'a rien à voir avec des coulées stalagmitiques anciennes que Ton rencontre parfois sur les flancs de puits et de failles ouvertes et qui se sont formées en régime non noyé. Dans le cas des filons travertineux, la genèse est sans doute phréatique car il est impossible qu'un concrétionnement semblable à un plancher stalagmitique puisse se développer verticalement dans l'atmosphère d'une cavité. De plus, la disposition symétrique du dépôt montre que la croissance s'est faite simultanément à partir de chaque éponte.

62Ces observations indiquent donc un milieu noyé, calme et des conditions géochimiques qui plaident en faveur d'une cristallisation partiellement thermale, avec un apport d'eaux météoriques quasi certain puisque l'observation microscopique montre la présence de contaminations externes (éléments de sols, fer, poussières volcaniques) (échantillon Cl/C, in chap. III). La seule hypothèse contradictoire serait le rôle joué par un écoulement laminaire vertical et régulier affectant les deux épontes ; mais ce type d'écoulement engendre des coulées comme l'illustre l'échantillon C5/C, ancienne coulée recoupée sur la paroi d'une fracture ouverte (photo 85, chap. III).

63L'âge de ce colmatage filonien est probablement miocène pour les raisons suivantes :

  • il est corrodé par le ciment brique volcanique (retombée de Santorin) qui est daté du Pliocène inférieur par téphrochronologie (chap. III) ;

  • il s'est formé dans des conditions phréatiques, par conséquent à une époque où le massif était peu élevé ;

  • la phase tectonique responsable des grandes diaclases ouvertes doit remonter au début de l'épirogenèse (extension égéenne) ;

  • le remplissage filonien a dû intervenir rapidement avant que celui-ci ne se colmate par du matériel détritique (ex : brèches, silts).

Photo 279 : Haut karst des Levka Ori (Crète). Filou travertineux large de 2 m dans la haute vallée W du kastro vers 1800 m d'altitude. Ce type de concrétionnement à calcite palissadique et à fort pléochroïsme a dû se former en régime noyée dans des conditions hydrothermales de transition (mélange d'eaux météoriques et d'eaux profondes) (fig. 364). Contexte : dolomie noire mésozoïque de l'unité de Trypali

Figure 364 : Formes de dissolution et concrétionnements du karst hydrothermal, et relations avec le karst normal (mélange eaux météoriques et eaux juvéniles).

64Dans le chapitre III (Crète), nous avons montré que la datation U/Th effectuée sur un autre filon (Cl/C) donnait un âge géologiquement aberrant (218 ka, + 54,5, - 33,8). La concrétion étant très ancienne, le système chimique a dû s'ouvrir comme pour plusieurs autres concrétions datées de Crète.

65Exemples de comparaison : en Hongrie, ITSVAN (1984, p. 17) a étudié les concrétionnements hydrothermaux à partir des inclusions fluides (alcalis, alcalino-terreux, chlorures) pour déterminer les températures de précipitation. Il distingue d'abord de la calcite drusique, en filons, dont la cristallisation réclame des températures élevées (+ 135 à + 200°C) (ex : calcite dans lesfentes de tension).

66Dans le karst de montagne de Crimée, les gouffres plio-quaternaires recoupent des filons de calcite hydrothermale — scalénohèdrique comme les "dents de cochons" — atteignant jusqu'à 12 m de large. La température de cristallisation de cette calcite drusique est supérieure à + 50°C selon SHIRINA (in DUBLIANSKY, 1980, p. 35).

67Ce type de calcite, en gros cristaux centimétriques, a été observé sur le haut karst des Levka Ori (Crète). L'échantillon C6/C, récolté à 2400 m sur le Pachnès, présente les caractéristiques suivantes :

  • cristaux maclés blancs ou orangés ;

  • cutanes d'origine pédologique (argile rouge bien cristallisée) au niveau de joints, fer dans la masse de la calcite ;

  • inclusions fluides sous forme de vésicules isolées ou en chapelets (forme ovoïde, étoilée, en sacs, bouteilles...). Ces inclusions vertes renferment de petites pollutions et des bulles (NB : en chauffant le cristal, la température à laquelle disparaît la bulle correspond à la température de précipitation de la calcite) (AUBERT et al., 1978).

68Une datation isotopique U/Th a donné un âge aberrant de 83 ka (+ 14,4, - 12,3) malgré la bonne qualité de l'analyse. On remarque une très faible teneur en uranium (0,04 ppm) et un peu de contamination en thorium détritique (chap. III).

69Par contre, selon ITSVAN (1984), les concrétions de parois (croûte zonaire de calcite à faciès travertineux, aragonite, "peas-stone") se forment pour des températures ne dépassant pas + 70 à + 80°C. Dans le cas des grands remplissages de fractures des Levka Ori à faciès travertineux, il y a eu probablement mélange entre eaux profondes et eaux météoriques comme l'attestent les pollutions pédologiques et volcaniques situées sur les horizons de croissance ou prises dans la masse de la calcite.

70 Les géodes de calcite en "dents de cochons" :

71Les cristaux de calcite en "dents de cochons" ("Dogtooth spar" et " nailhead spar" de la terminologie anglo-saxonne) sont parmi les concrétionnements les plus spectaculaires rencontrés dans l'endokarst (HILL et FORTI, 1986, p. 60). Si l'on excepte les cristaux de gours et certaines formes de croissance subaérienne, les cristaux prismatiques en géodes ont une genèse phréatique qui peut être hydrothermale.

72Description : les cristaux en "dents de cochons", de type rhomboédrique, prennent généralement la forme de scalénoèdres centimétriques (parfois décimétriques). Ils ont été décrits par divers auteurs dans les cavités hydrothermales d'Algérie (COLLIGNON, 1983, p. 50), des Black Hills aux U.S.A. (PALMER, 1981, p. 27 et 1984, p. 24-25), d'U.R.S.S. (DUBLIANSKY, 1980, p. 21). Ils tapissent les parois de géodes et croissent toujours perpendiculairement à celles-ci.

73Dans les karsts de haute montagne actuels, ces cristaux ne sont pas fréquents. Nous en avons rencontrés dans plusieurs gouffres du massif de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl.) (fig. 365). Il s'agit toujours de géodes (cavités ovoïdes, fractures) recoupées par le système karstique. Ainsi, dans le gouffre Z/106 (ait. 1620 m), le réseau rencontre à la cote - 100 m (sommet du P75 m) une poche elliptique à argile rouge qui est tapissée au plafond de "dents de cochons" de 5 à 10 cm de long. Dans le gouffre AN/0 (alt. 2000 m), à la cote - 94 m, la cavité recoupe une fracture ouverte dont les parois sont couvertes de "dents de cochons" de 2 à 8 cm de long. D'autres cristaux de ce type ont été signalés dans le gouffre SC/60 et en surface dans des fractures ouvertes (comm. orale Michel DOUAT).

74Interprétation : dans le cas des "dents de cochons" de la Pierre Saint-Martin, l'origine hydrothermale n'est pas prouvée. Par contre, il est certain que ces cristaux se sont formées en milieu noyé, donc à une époque où le massif était beaucoup moins haut, c'est-à-dire au Tertiaire. En effet, ce type de cristallisation lente réclame des conditions originales : solutions saturées et milieu phréatique tranquille. Le mélange d'eaux thermales et météoriques est une solution à envisager. Actuellement, des sources thermales sont présentes dans les Pyrénées-Atlantiques, notamment au pied du massif calcaire des Arbailles (Camou Cihigue).

75En Asie centrale, dans les calcaires siluriens et carbonifères du Tian Chan occidental (Ugamskiy, Pskemskiy, Chatkalskiy), DUBLIANSKY (1980, p. 21-22) signale des cristallisations semblables situées dans de petites cavités hydrothermales elles-mêmes localisées sur des zones faillées. Les mines de Khaydarkan et Kadamzhay ont permis de recouper des cavités hydrothermales aux parois couvertes de couches minéralisées : barite, calcite en "dents de cochons", aragonite, calcite travertineuse. Ce paléokarst hydrothermal au S de Fergana daterait du Permien inférieur.

76Les concrétionnements hydrothermaux sont donc des phénomènes qui méritent d'être étudiés en détail dans les chaînes alpines car ils témoignent d'anciennes conditions tectoniques, hydrogéologiques et géomorphologiques : phases d'activité tectonique, milieu phréatique, paléo-niveau de base. Le passage d'un karst hydrothermal (endogène) à un karst normal (supergène) passe par une augmentation du potentiel hydraulique des systèmes karstiques, donc à une surrection. Mais il existe aussi une phase de transition qui est constituée par le sous-système "télé-thermal" où se mêlent les influences "per ascensum" et "per descensum" (fig. 5). Il faut donc poursuivre dans le sens des travaux soviétiques et italiens (CIVITA et al., 1986, et son schéma synthétique p. 271) et mieux intégrer les données de l'environnement géologique et morphologique.

Figure 365 : Sites à concrétionnement en "dents de cochons" (origine hydrothermale) dans l'endokarst de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl.).
Gouffre Z106 : géode de 2 m, tapissée d'argile rouge, recoupée à la cote - 100 m.
Gouffre ANO : fracture large de 0,80 m tapissée de cristaux.

III - RELATIONS ENTRE PLUTONISME ET KARST

77Dans les chaînes alpines s.l., les relations entre plutonisme et karst jouent un rôle important du point de vue structural et hydrogéologique. Si l'on excepte les phénomènes directs de karstification hydrothermale (dissolution et concrétionnements, supra), l'activité plutonique commande les mouvements de plaques et l'orogenèse, que ce soit dans les chaînes géosynclinales (Alpes), liminaires (Andes) et intracontinentales (Tian Chan). On insiste uniquement ici sur l'influence des intrusions (plutons, batholites...) sur les roches calcaires et leur karstification.

A. L'ASSIMILATION MAGMATIQUE ET LE METAMORPHISME ASSOCIE

78Le phénomène d'assimilation peut conduire à la "digestion" des carbonates au contact du magma. A l'échelle planétaire, il joue un rôle non négligeable par l'incorporation des carbonates marins au niveau des zones de subduction ; la transformation géochimique s'effectue à grande profondeur et haute température et aboutit à la production de CO2 magmatique et volcanique. L'assimilation des calcaires se produit aussi au contact des intrusions, mais il s'agit toujours de phénomènes limités dans l'espace. Le métamorphisme annulaire au contact du calcaire et la circulation de fluides hydrothermaux très minéralisés s'accompagnent de recristallisations (exoskarns) parfois très riches en Cu, Ag, Au...

79Le calcium étant un élément présent dans les roches plutoniques (séries calco-alcalines) de même que le CO2, il peut aussi y avoir le phénomène inverse, c'est-à-dire la formation de roches profondes très riches en carbonates (calcite, dolomite, ankérite, sidérose) : ce sont les carbonatites dont la genèse est méconnue. Elles apparaissent en intrusions et proviennent sans doute d'une phase fluide enrichie en CO2 s'accompagnant d'une cristallisation en gros cristaux à partir d'un liquide carbonaté non miscible avec le magma siliceux (LAMEYRE, 1986, p. 316). Les sôvites, carbonatites riches en calcite et apatite, semblent se rattacher au processus métamorphique de fénitisation (métasomatose des migmatites avec élimination de la silice) dans les massifs alcalins subvolcaniques comme à Alnö en Suède (RAGUIN, 1970, p. 72-75).

80Des carbonatites karstifiés existent comme celles du complexe Cargill (Précambrien) au Canada qui renferment des dépôts d'apatite (ERDOSCH et al., 1976, in BOURROUILH-LE-JAN, 1980).

B. EXEMPLES REGIONAUX

81Prenons une série d'exemples de contact calcaire-pluton dans plusieurs hauts karsts (Pyrénées, Nouvelle-Guinée, Pérou, Rocheuses).

1. L'assimilation au contact des roches plutoniques ultrabasiques

82Les plutons de roches ultrabasiques s'accompagnent d'une assimilation réduite et d'un faible métamorphisme de contact. Ainsi, sur la bordure N des Pyrénées (accident majeur du socle ancien), les intrusions de lherzolites crétacés — notamment dans la zone du haut karst de l'étang de Lherz (secteur du Mt. Béas, Ariège) — s'accompagnent d'un anneau de brèches à éléments calcaires et lherzolitiques de plusieurs mètres à plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur (RAGUIN, 1970, p. 175). Ces brèches, d'apparence volcanique, ont été dégagées postérieurement par l'érosion. Le gouffre George ou gouffre du Mt. Béas, profond de 707 m (entrée supérieure à 1624 m d'altitude), se développe dans ces brèches crétacés au contact des lherzolites par un escalier de puits et des conduits inclinés.

83En Papouasie Nouvelle-Guinée, dans la haute chaîne Finisterre et Saruwaged, des intrusions de péridotites plus ou moins serpentinisées à hypersthène et olivine remontent dans le soubassement volcano-sédimentaire des "Finisterre volcanics" (Oligocène inférieur à Miocène inférieur). Sur les hauts karsts de la péninsule de Huon (Mt. Bangeta et chaîne Cromwell), elles atteignent les calcaires mio-pliocènes de Gowop. Ainsi, dans la haute Kwama river, une intrusion est à l'origine du lac Gwam (alt. 3600 m) dans un environnement glacio-karstique (chap. VII). La plupart de ces stocks ont dû se former durant la grande phase de surrection pliocène comme les intrusions de gabbros situées dans la partie NW de la chaîne (infra).

84Mises à jour par l'érosion, les roches ultrabasiques s'altèrent fortement en zone tropicale humide et peuvent donner un relief dépendant de processus karstiques (relief de basse altitude, avec altération et accumulation dans les dépressions mal drainées) et des paragenèses métalliques nickélifères comme en Nouvelle-Calédonie (TRESCASES, 1975). Ce dernier type d'évolution ne fait pas intervenir de relations avec les calcaires.

2. L'assimilation au contact des roches plutoniques feldspathiques à quartzo-feldspathiques

85 Nouvelle-Guinée : dans les hautes chaînes de l'île, les intrusions de roches plutoniques feldspathiques (gabbros, diorites...) sont très fréquentes. Dans la chaîne côtière Finisterre, des plutons pliocènes en stocks, dykes et sills intrudent les calcaires mio-pliocènes de Kabwum. L'assimilation au contact des calcaires est médiocre ; elle s'accompagne de minéralisations du type pyrite et chalcopyrite (ROBINSON et al., 1976). Mais c'est dans les chaînes centrales que les stocks intrusifs dans les calcaires miocènes engendrent les exoskarns et les minéralisations les plus remarquables :

  • mines de cuivre d'Ertsberg sur le haut karst du Mt. Jaya/Carstenz en Irian Jaya (alt. 3600 m), intrusion de diorite ;

  • mines de cuivre d'Ok Tedi/Fubilan dans les Star Mountains en Papouasie (West province), intrusions de micromonzonite et de microdiorite.

86L'âge de ces plutons est compris entre le Pliocène et le Pléistocène (1,2 à 5 Ma, K/Ar) (DAVIES et NORVICK, 1974). Certaines de ces intrusions ont un caractère subvolcanique comme dans la partie la plus élevée des Star Mountains, au-dessus de 3000 m, au niveau des cirques glacio-karstiques.

87 Dans les montagnes de l'Ouest des U.S.A. : les stocks intrusifs sont abondants comme en témoignent les multiples districts miniers. Dans la région de Salt Lake City (Silver City), les plutons de monzonite traversent les calcaires ordoviciens et les roches volcaniques. Ici, le métamorphisme de contact est très important car l'auréole de calcaire métamorphisé (à enstatite, grenat, spinelle, magnétite) mesure plusieurs centaines de mètres de large. En outre, la monzonite renferme de multiples enclaves de calcaires (RAGUIN, 1970, p. 103).

88 Dans l'Altiplano et les cordillères du Pérou central : le plutonisme post-tectonique oligo-miocène est remarquable. Les intrusions (granodiorite, tonalite, diorite...) ont été dégagées par l'érosion différentielle des "Capas Rojas" pélitiques (Santonien à Eocène supérieur) et des calcaires jurassico-crétacés (chap. VI). Ce plutonisme prend des formes variées : batholites, intrusions subvolcaniques, laccolites, dykes, sills... Généralement le processus d'assimilation ne concerne que les premiers mètres (calcaires bréchifiés). Mais dans d'autres cas, MEGARD (1978, p. 232) souligne que la marmorisation atteint les calcaires et les "Capas Rojas" sur plusieurs centaines de mètres (marbres à grenat, diopside, amphibole, épidote... ; chloritisation des couches rouges) et que l'altération hydrothermale ultérieure produit des minéralisations riches en plomb, cuivre, zinc, argent... Ces phénomènes ont été observés plus au S, dans région de Cuzco, autour du batholite d'Abancay-San Miguel où se situent de gros gisements de magnétite (MAROCCO, 1978, p. 161). En régime de compression supposée, l'assimilation magmatique peut également produire "l'engloutissement de blocs d'encaissant dans le magma" (DALMAYRAC, LAUBACHER, MAROCCO, 1980, p. 417).

89 Au Maroc : dans le Haut-Atlas calcaire, RAGUIN (1970, p. 120) signale que le massif plutonique de Tamazert (SE de Midelt) présente à la fois un caractère plutonique et subvolcanique avec :

  • un important développement de l'assimilation magmatique au contact des calcaires liasiques : syénites néphéliniques bréchiques à éléments calcaires et cristallisation de grenat calcique, diopside, amphibole... dans une couronne calcaire épaisse de 100 m ;

  • des noyaux de carbonatites bréchoïdes mis en place postérieurement par explosion volcanique.

3. Batholites et disposition des karsts environnants

90La formation des grands batholites granitiques et métamorphiques au cours de l'orogenèse alpine a joué un rôle dans l'évolution des karsts périphériques. Dans le cas des Black Hills (USA, Dakota du Sud), on a vu que la karstification hydrothermale a été prédominante sans doute au début de la phase tertiaire de surrection (supra). Puis les actions exogènes ont pris la place avec une alimentation météorique en provenance de l'amont cristallin.

91Dans les karsts actuels de haute montagne, les amonts cristallins sont souvent séparés des karsts environnants par de profondes vallées glaciaires (ex : massif du Mont-Blanc). Cela est dû à la forte surrection des batholites, aux accidents tectoniques et à l'action mécanique des glaciers. Cependant, dans les Andes centrales du Pérou, plusieurs zones calcaires situées entre 4000 et 5000 m s'appuient directement aux batholites et petits plutons de la cordillère occidentale et de la bordure de l'Altiplano, d'où la présence de pertes et de dépressions glacio-karstiques au voisinage des granodiorites (chap. VI).

92Au NW du Wyoming (USA), un karst de type haut-alpin se développe sur le flanc W de la chaîne cristalline du Grand Teton constituée de gneiss et de schistes du Précambrien (STELLMACK, 1965 ; MEDVILLE et al., 1979). Orienté N-S, ce batholite a été porté à plus de 4000 m d'altitude par l'orogenèse tertiaire. Les plateaux occidentaux (alt. 2000-3000 m), façonnés dans les calcaires paléozoïques (Cambrien à Mississipien), sont en grande partie coupés de l'axe cristallin par :

  • des auges glaciaires orientées N-S ;

  • de vastes cirques glaciaires d'exposition E et creusées au contact du Paléozoïque et du Précambrien, et alimentant des vallées transversales W-E.

93Le creusement plio-quaternaire des réseaux karstiques s'est donc effectué essentiellement sans l'intervention de bassins cristallins en amont. C'est le cas de Columbine Crawl Cave (-500 m), la plus profonde cavité explorée des USA, dont l'entrée se situe vers 2950 m d'altitude, à 4,5 km à TW de Death Canyon (Comm. A. PALMER). Toutefois, il existe des ponts sédimentaires résiduels se raccordant au Cristallin (ex : Spearhead Peak/3050 m - Prospectors Mountain/3400 m) et qui attestent aussi le soulèvement et le décapage de la couverture paléozoïque au cours du Tertiaire (carte géologique de Mount Bannon, Wyoming, 1/24 000).

94Cette évolution morphologique du Grand Teton est similaire à la région Platé/Ht. Giffre et massif cristallin des Aiguilles Rouges dans les Alpes occidentales. Le décapage des terrains sédimentaires a d'abord dégagé des fragments de l'ancienne surface post-hercynienne (revers du Brévent) ; un chapeau de Trias subsiste sur l'aiguille du Belvédère à plus de 2900 m d'altitude. Puis l'érosion glaciaire a creusé des cirques et des vallées longitudinales profondes au contact marnes-calcaires et gneiss.

95A la périphérie des massifs anciens moyennement soulevés au cours du Tertiaire (Massif-Central français), les auréoles calcaires ont bénéficié d'une alimentation allochtone importante (Grands Causses et Causses du Quercy-Périgord) aussi bien en eau qu'en sédiments détritiques et altérités, et cela depuis le début du Cénozoïque. En effet, le centre du Massif-Central n'a jamais été recouvert par la sédimentation carbonatée au cours du Mésozoïque.

96Enfin, dans les karsts d'altitude, les amonts cristallins peuvent être constitués par des écailles et des nappes qui sont sans rapport avec le plutonisme. On connaît des exemples dans les Alpes suisses (chapeaux granitiques de l'Eiger, du Mönch et de la Jungfrau), les Carpathes polonaises (chapeaux d'alaskites des Tatry) ou l'Himalaya du Népal.

IV - RELATIONS ENTRE VOLCANISME ET KARST

97Si le karst est un remarquable piège à sédiments, le volcanisme est un moyen de dater (K/Ar) les formes et les dépôts. Par conséquent, l'étude des relations entre le volcanisme et le karst constitue aujourd'hui un des domaines les plus fructueux en géomorphologie et paléoclimatologie, comme le soulignent POMEL et AMBERT (1986) et les contributions préliminaires publiées dans les travaux de TUA 903 du CNRS (n°16,1987, Aix-en-Provence, coord. S. POMEL).

98La terminologie actuelle prête à confusion. Le volcano-karst, au sens anglo-saxon, désigne les phénomènes d'apparence karstique situés dans les roches volcaniques (ex : maars, effondrement de tunnel de lave...). En revanche, le karsto-volcanisme, expression proposée par NICOD (1987, p. 25), correspondrait aux "formes développées en site carbonaté sous l'influence indirecte du volcanisme" en y incluant des formes crypto-karstiques.

99La définition du premier vocable (volcano-karst), au sens anglo-saxon, est discutable dans la mesure où le mot karst est employé abusivement. Les formes volcaniques d'explosion et les tunnels de lave n'ont rien à voir avec le karst. Quant aux effondrements de coulée dans une cavité karstique, il s'agit d'un exemple d'évolution de crypto-karst sous couverture non calcaire. Nous proposons donc :

  • de ne pas utiliser l'expression de volcano-karst pour les formes ubiquistes, crypto-karstiques... ;

  • de réserver le volcano-karst pour désigner des morphologies spécifiques pour lesquelles le milieu karstique a modifié ou accéléré les dynamismes volcaniques et hydro-volcaniques (ex : phréato-magmatisme dans les aquifères karstiques) et des formes où les processus karstiques sont influencées par le volcanisme.

100Nous envisageons successivement le rôle du calcium magmatique dans la genèse des carbonates, l'assimilation du calcaire et son rôle dans le dynamisme phréato-magmatique, les phénomènes volcano-karstiques et les jalons représentés par les téphra.

A. LE ROLE DU CALCIUM MAGMATIQUE DANS LA GENESE DES CARBONATES

101Ce problème complexe nous oblige à remonter à l'amont des processus, à savoir que le calcaire ne peut exister sans source de calcium et de CO2 (magmatisme), et sans les relais de l'érosion, de l'altération, des organismes vivants et des échanges biogéochimiques entre le continent, l'océan et l'atmosphère.

102Le calcium représente le cinquième élément de l'écorce terrestre par ordre d'importance. Or, il semble que c'est au niveau du fonctionnement des rides océaniques que le calcium des basaltes est libéré dans l'eau de mer. Il y aurait là une sorte d'exutoire au calcium excédentaire issu de l'assimilation magmatique des carbonates marins dans les mouvements de subduction (GARRELS, 1986). A ce vaste cycle endogène, il faut ajouter l'altération supergène des minéraux magmatiques. Le calcium ainsi disponible se combine aux molécules d'H2O et de CO2 en donnant des bicarbonates qui précipitent principalement sous forme de calcite, essentiellement en milieu marin grâce aux relais biochimiques.

103Dans ce cheminement complexe qui a conduit peu à peu du “Temps du fer rubané et du carbonate de fer” (Archéen et Protérozoïque ancien) au "Temps des carbonates s.s." dans lequel nous sommes toujours (CASTANIER, 1987), il est possible que le plutonisme et le volcanisme aient joué un rôle direct et indirect : production de CO2 (infra § C), transformations géochimiques (métamorphisme, altération)... Actuellement, on admet que le Protérozoïque ancien était caractérisé par une pCO2 = 10-2 atm. (2 %), soit un taux de CO2 40 à 50 fois supérieur à aujourd'hui (GARRELS, 1986, p. 6). Cependant, la genèse des sédiments "bandés" entre 3,7 et 1,2 Ga, avec la succession de couches dont le fer est alternativement oxydé et réduit, est encore très mal expliquée.

104La balance globale oxygène-dioxyde de carbone a changé au cours des temps géologiques sans que l'on puisse fournir des explications toujours satisfaisantes : dégazage volcanique, oxydo-réduction, développement des organismes vivants et fixation du CO2 par les carbonates marins. Au cours du Carbonifère, on assiste à une production excédentaire de CO2 ; la situation s'inverse au cours du Permien avec le développement d'une longue phase d'oxydation des altérites qui aboutit aux fameuses couches rouges de l'Europe post-hercynienne (LABEYRIE, 1985, p. 32).

105A une autre échelle, POMEL (1986 ; 1987, p. 69) a souligné ‘‘l'existence d’une phase amorphe initiale", par altération des roches volcaniques, dans certains processus de carbonatation : c'est le cas des encroûtements calcaires sur cinérites ou directement sur basaltes (INBAR, 1984).

106Un autre problème, moins évident, est celui de la spilitisation (in POMEL, 1987). Cette métasomatose se traduit par une transformation de roches volcaniques basiques en spilites — roches de teinte verte proche de la structure des basaltes — avec transformation du plagioclase en albite et néoformation de veines de calcite comme pour les kératophyres. Les modalités sont encore mal connues et il est possible que l'eau de mer soit responsable des transformations géochimiques en raison de la situation des gisements et de la découverte des processus hydrothermaux liés aux "fumeurs noirs" sur les fonds océaniques (LAMEYRE, 1986, p. 193).

107Sur le massif de Platé (Haute-Savoie), la spilitisation des Grès de Taveyannaz a été abordée par MARTINI (1968, p. 640-643). Celui-ci montre qu'en ce cas la transformation en albite des plagioclases (albitisation) est généralisée tandis que la calcite néoformée en gros cristaux se présente en plages ou en veinules. Le processus paraît donc postérieur aux explosions andésitiques sous-marines (infra) et proviendrait soit ‘‘d'une interaction avec le milieu marin apportant l'eau et le sodium" (phénomène d'altération), soit d'un ‘‘métamorphisme peu apparent" par enfouissement des sédiments.

B. L'ASSIMILATION VOLCANIQUE DU CALCAIRE ET SON ROLE DANS LE PHREATO-MAGMATISME

108BARAT (1986, p. 21) et la plupart des auteurs rappellent que les hydro-explosions volcaniques sont de trois types :

  • les éruptions littorales ou "surtseyiennes" avec épanchement de laves dans la mer et édification d'anneaux de tufs hyaloclastitiques riches en produits juvéniles ;

  • les éruptions phréato-magmatiques de type "maar", dans lesquelles les eaux souterraines se vaporisent en profondeur par la montée du magma, avec ramonage des parois et abondance de produits allogènes ;

  • les éruptions phréatiques vaporisent également les eaux souterraines, mais n'émettent pas de magma frais.

109Les éruptions sous-marines profondes du fait de la pression d'eau n'engendrent pas d'hydro-explosions, mais seulement des coulées à coussins ("pillow-lavas").

110Dans le phréato-magmatisme, la formation des pépérites — roche pyroclastique à gangue calcaire et à faciès bréchique — est connue depuis qu'elles ont été décrites et expliquées en Limagne. Par exemple, la "butte de Clermont" est constituée par la mise en relief d'une cheminée de pépérites formées d'un conglomérat stratifié à éléments arrachés à la série sédimentaire et de "lapilli accrétionnés" qui témoignent d'explosions dans un milieu riche en eau (CAMUS et al., 1983, p. 81).

111Ainsi, la remontée du magma dans les aquifères karstiques fissurés à horizon noyé épais vaporise l'eau, d'où le phénomène d'explosion et la pulvérisation du calcaire environnant. Sans ce processus hydro-volcanique, générateur des "maars", la lave au contact du calcaire aurait un effet quasi nul : pas de pulvérisation, pas d'hydro-altération, pas de palagonitisation (c'est-à-dire pas d'hydratation du verre basaltique), une faible interaction eau/verre/calcaire, l'auréole altérée ne dépassant pas quelques centimètres ou décimètres.

1. Exemples dans les Alpes

112Le volcanisme oligo-miocène n'est pas négligeable dans le SE de la France. En Limagne les éruptions phréato-magmatiques débutent à l’Aquitanien après la formation des grabens à l'Oligocène. En Ardèche (Coirons), mais aussi en Provence (Chateau de Beaulieu au NW d'Aix-en-Provence), les relations existant entre les petits appareils volcaniques et le karst (phénomènes hydro-volcaniques) ouvrent des perspectives de recherches (POMEL, 1987).

113Moins connu jusqu'à présent était le fonctionnement de l'arc andésitique des Alpes occidentales au Paléogène. Dans sa thèse, GIRAUD (1983) montre que celui-ci s'est développé de la région niçoise (conglomérats andésitiques de Villeneuve-Loubet ; secteur de St. Antonin) aux massifs subalpins calcaires franco-suisses (Grès de Taveyannaz) en passant par les zones subalpines méridionales (Grès d'Annot et du Champsaur). Du Priabonien à l'Oligocène, les appareils volcaniques se sont formés en bordure de la plate-forme carbonatée, en zone littorale ou sous-marine peu profonde, au niveau d'un arc insulaire. Ceci s'est traduit par un hydro-volcanisme important dont les produits ont été incorporés dans la sédimentation des fosses, ce qui explique l'abondance du matériel andésitique dans les flyschs cités plus haut.

114Dans les actuels karsts d'altitude des Bornes, de Platé et du Valais, les Grès de Taveyannaz ne sont pas seulement des grauwackes résultant de la destruction d'anciens édifices volcaniques. Sur l'Arbaron, à Platé, la découverte par GIRAUD (1983, p. 89) d'éjecta andésitiques vitreux, de tuffisites et d'empreintes de végétaux prouve à la fois la proximité des points d'émissions, la succession des explosions et un milieu marin peu profond, sans doute littoral. L'hypothèse de l'auteur s'accorde bien avec ce que l'on sait aujourd'hui des éruptions hydro-volcaniques littorales ou "surtseyiennes" ; en effet, la nature et l’importance des retombées proximales d'une part et le milieu littoral d'autre part expliquent le caractère très explosif de ce volcanisme oligocène et la pulvérisation du matériel carbonaté de la série secondaire.

115MARTINI (1968, p. 601) évalue la part de la calcite sédimentaire à guère plus de 1 % des Grès de Taveyannaz. Or il semble que cette calcite provienne en partie des explosions (pépérites) comme l'invoquait déjà VITALLY (1980, in GIRAUD, 1983). L'autre partie (calcite néoformée) serait issue de la spilitisation.

2. Exemple dans l'arc égéen

116A Santorin, POMEL (1986 ; 1987, p. 29) souligne le rôle de l'assimilation magmatique au niveau d'une plateforme carbonatée. Le volcanisme sous-marin explosif du Pliocène inférieur (Akrotiri I, de nature dacitique) a assimilé de grosses quantités de roches carbonatées et "dans lequel, à haute température, le CO2 est chassé et remplacé par la silice, avec d'importantes transformations de dolomie en diopside selon la formule :

117Les hydro-explosions de Santorin au cours du Plio-Quaternaire ont joué le rôle de marqueur chrono-stratigraphique grâce aux tephra piégés dans les karsts du domaine égéen (infra et chap. III). Comme dans de nombreuses zones subductées (Andes du Pérou), le volcanisme égéen est postérieur à la mise en place de plutons de granitoïdes au Miocène (ex : Mikonos ; FAURE et BONNEAU, 1988), consécutifs à l'extension égéenne du Néogène, et qui sont eux-mêmes postérieurs à la tectonique de nappe d'âge oligocène (chap. III).

3. Exemple dans l'arc insulaire de Nouvelle-Guinée

118Nous verrons (infra) que le volcanisme de Nouvelle-Guinée est quasi fonctionnel depuis le Paléogène. Il se situe soit en marge des plateformes carbonatées, soit au milieu de celles-ci, dans le cadre de la subduction de la plaque australienne sous la plaque pacifique (fig. 366). Le processus d'assimilation magmatique des calcaires existe sans doute pour le volcanisme explosif plio-quaternaire, mais il n'est guère connu en raison de la jeunesse des accumulations (faible érosion postérieure) et de la puissance des strato-volcans (Mt. Bosavi/Highlands du Sud, 0 60 km) qui masquent les cheminées d'alimentation.

119En revanche, l'arc volcanique fossile d'âge oligocène qui forme actuellement le soubassement de nombreux karts est formé par une série volcano-sédimentaire de plus de 5 km de puissance. Celle-ci apparaît en coupe dans la haute chaîne côtière Finisterre-Saruwaged et révèle la présence de laves sous-marines souvent associées à des laves bréchiques, des grauwackes, des pépérites et des lentilles sédimentaires (grès, calcaires). Ce dispositif prouve que le volcanisme s'est effectué en bordure d'une fosse, en zone littorale, ce qui expliquerait son caractère hydro-explosif, comme l'attestent brèches et pépérites (chap. Ill et infra § D).

C. LE VOLCANISME A-T-IL MODIFIE LE CLIMAT ?

120Cette question n'est pas nouvelle, mais les réponses ne sont pas satisfaisantes. Par exemple, l'assimilation du calcaire produit du CO2. Pour l'Etna, on estime que le CO2 dégagé (10 000 T/j) provient pour moitié du magma lui-même et pour moitié de la "digestion" des calcaires sous-jacents, alors que la vapeur d'eau représente 300 000 T/j (LABEYRIE, 1985, p. 26). Certains pensent que le CO2 émis par le volcanisme au cours des temps géologiques a joué un rôle secondaire dans l'évolution de la composition chimique de l'atmosphère terrestre (J. LABEYRIE, comm. orale). Le volcanisme apparaîtrait donc comme un épiphénomène dans le cycle géochimique planétaire.

121Pourtant, il semble que Ton ait négligé les grandes périodes de crise volcanique qui ont pu modifier pour un temps le climat mondial ; cela serait peut-être le cas à l’Albo-Aptien avec les séries condensées riches en phosphates et en glauconie (comm. S. POMEL). Remarquons que la genèse des phosphates dans les récifs calcaires du Pacifique S sont attribués en grande partie à l'altération des retombées volcaniques (BOURROUILH-LE-JAN, 1980, p. 118) qui accélèrent d'ailleurs la dissolution par crypto-karstification à partir d'une couverture acide. Il faut également signaler les apports massifs des dorsales lors des périodes d'expansion du plancher océanique et le rôle de relais géochimique et dynamique que peuvent jouer certains éléments comme SO2 et 18O injectés dans l'océan ou la stratosphère (modèle El Chichon-El Nino).

122Actuellement, on admet que les explosions volcaniques majeures expulsant des quantités considérables de matières dans l'atmosphère et la stratosphère sont susceptibles de créer des anomalies à l'échelle des cycles climatiques. Par exemple, l'éruption de Toba à Sumatra, qui a émis 2800 km3 de produits, serait responsable de l'anomalie isotopique 4-5 de la chronologie océanique de l'oxygène (FRANCIS, 1983 ; in POMEL, non publié). Il suffit de constater qu'elles ont été les modifications climatiques sensibles après une petite éruption comme celle du El Chichon : anomalies dans les échanges océan-atmosphère se répercutant sur le régime des vents et la circulation marine aux latitudes tropicales (phénomène El Nino).

D. LES TEPHRA PIEGES DANS LES CALCAIRES ET LE KARST : APERCU GENERAL

123Les retombées de cendres volcaniques (tephra, cinérites) constituent un précieux moyen de datation par corrélations stratigraphiques et minéralogiques (téphrochronologie). Celles-ci sont piégés dans les zones d'accumulation :

  • en milieu océanique : on les retrouve dans les carottes marines où elles permettent de mieux caler les courbes isotopiques de l'oxygène (ex : les sondages du Sud de la Crète ; CITA et al., 1977) ;

  • en milieu continental : bassins lacustres, piémont, sols, endokarst.

124La datation radiométrique des tephra (K/Ar) est rarement possible à cause de l'altération (système chimique ouvert). En revanche, il est possible d'utiliser les méthodes par traces de fission et thermoluminescence (BARDINTZEFF et BROUSSE, 1987). La micromorphologie et la chimie peuvent permettre d'établir une signature correspondant à un type de volcanisme et à un appareil ou groupe d'appareils précis. Une méthode précise de datation des explosions volcaniques récentes consiste à étudier la disposition des cernes des arbres ayant été exposés (sans être détruits) à des retombées. A la suite de la formation du Paricutin au Mexique en 1943-52, les volcanologues américains se sont aperçus que les éruptions stoppaient le développement des cernes pendant plusieurs années. Appliquée aux sapins Douglas de la chaîne volcanique des Cascades, cette méthode particulière de dendrochronologie s'est révélée excellente (BRANTLEY et al., 1986).

125Dans le chapitre III (Crète), on a vu l'importance du karst dans le piégeage des tephra puisque le ciment brique, découvert à toute altitude au niveau de paléo-cavités recoupées par l'érosion, est un témoin des grandes éruptions sous-marines de Santorin sans doute au Pliocène inférieur (Akrotiri I) (S. POMEL et R. MAIRE, travaux en cours). Pour l'évolution morphologique des hauts karsts comme de l'ensemble de la Crète, il s'agit donc d'un niveau repère important.

126Dans les chapitres X et XI (spéléothèmes et remplissages détritiques), III (Crète) et VII (Nouvelle-Guinée), nous avons signalé la présence, parfois abondante, de minéraux volcaniques liés à des retombées ; ceux-ci sont piégés dans plusieurs types de dépôts :

  • sols et remplissages de dépressions (dolines, poljés) ;

  • ciments de brèches climatiques et de conglomérats fluviatiles ;

  • formations rouges de piémont ;

  • concrétionnements stalagmitiques ;

  • ciments de conglomérats souterrains ;

  • sables souterrains grésifiés...

127L'observation de minéraux volcaniques sur lames minces de remplissages est toujours un indice de relative abondance. L'examen morphoscopique permet d'avoir une physionomie générale. Une étude plus poussée nécessite une séparation des minéraux lourds et leur analyse chimique. Les analyses à la microsonde de Castaing permettent une investigation directe sur lame, notamment pour les micrograins inférieurs à 10 μm (minéraux ou mésostase).

128Dans les spéléothèmes, la téphrochronologie a été encore très peu utilisée en dehors des travaux de JUVIGNE et GEWELT (1988) sur les grottes de Belgique ; ceux ci mettent en évidence l'intérêt complémentaire de la datation U/Th de la calcite pour dater les tephra. A l'inverse, les tephra déjà connus permettent de dater le concrétionnement et de croiser les méthodes, une bonne façon de tester les âges obtenus.

129En France, DEBARD (1988, p. 95 et 259) signale la présence d'un apport en tephra dans des remplissages détritiques d'Orgnac III qui proviendraient des phases d'activité du Sancy entre 1 et 0,3 Ma. D'autres études avaient déjà été faites dans des cavités des Grands Causses (REILLES et DEMANGEON, 1977, in DEBARD, 1988) et à la Caune de l'Arago dans les Pyrénées-Orientales (BEINER, 1983) où la méthode des traces de fission sur zircons a commencé à être utilisée.

E. DONNEES SUR LE VOLCANISME DE PAPOUASIE NOUVELLE-GUINEE D'APRES LES TEPHRA

130A partir d'une série d'échantillons de calcaires tertiaires, de remplissages de dépressions glacio-karstiques, de sols et de dépôts souterrains, il a été possible de déceler une contamination volcanique plus ou moins importante :

  • dans la sédimentation carbonatée de plate-forme entre l'Oligocène et le Pliocène ;

  • dans les sols et les remplissages karstiques au cours du Pléistocène (chap. VII).

131NB : détermination des minéraux volcaniques par Simon POMEL

1. Contamination distale au cours de la sédimentation carbonatée

132Examinons une série de lames minces de calcaires tertiaires allant de l'Oligocène au Mio-Pliocène : dans les chaînes centrales des Highlands, la péninsule de Huon et en Nouvelle Bretagne (fig. 366).

a. Dans les chaînes calcaires des Highlands

133– Calcaires de Darai :

134Ils sont datés de la fin de l'Eocène ( ?) au Miocène supérieur par biostratigraphie et mesure jusqu'à 1500 m de puissance (BROWN et ROBINSON, 1982). Ils constituent l'armature des grandes chaînes plissées et des plateaux karstiques des "Southern Highlands".

135Échantillon 3054-9 (ou NGH1/R) : celui-ci a été prélevé dans le karst à pitons de Nembi (alt. 1200 m) au S de Mendi. Sur lame, on observe une biomicrosparite dans laquelle se trouve une légère pollution argileuse peut-être d'origine pédologique : minéraux transformés en argile bien cristallisée, feldspath sédimentaire à corona d'altération.

136Échantillon 3299-11 : il a été prélevé dans le karst conique de la Mubi River (almt. 1000 m) au S du lac Kutubu. La biomicrite est infiltrée par une microsparite très biréfringente liée à la diagenèse. On observe de gros cutanés d'argiles bien critallisées qui recoupent le fond micritique et les infiltrations de micropsarite, ce qui suggère une phase de pédogenèse ultérieure.

137On ne discerne aucune contamination volcanique au microscope optique dans ces deux échantillons.

138– Calcaire de la formation d'Omaura ("Eastern Highlands")

139Échantillon 3054-10 : prélevé dans le secteur d'Ayura (ilot karstique de Yonki, alt. 1500 m), ce calcaire marmorisé (marbre blanc) fait partie des lentilles de calcaires récifaux que l'on rencontre dans la puissante formation des Grauwackes d'Omaura (3000 m) datée de l'Oligocène moyen-supérieur par stratigraphie (TINGEY et GRAINGER, 1976).

140Figure 366 :
Carte géologique schématique de Papouasie Nouvelle-Guinée et situation des échantillons de calcaires prélevés et contaminés au cours de leur sédimentation par des retombées volcaniques distales, (pour la légende géologique, cf. fig. 157, chap. 7).
Calcaires tertiaires prélevés :
1. Southern Highlands : calcaires de Durai (échantillons 3054-9 et 3299-11).
2. Eastern Highlands : marbre d'Omaura (échant. 3054-10).

3. Péninsule de Huon : calcaires de Gowop (échant. NGB1/R et NGB2/R).
4. Nouvelle Bretagne-Mts. Nakanai : calcaires de Yalam (échant. NGN1/R, NGN3/R, NGN5/R).

141La roche est une biomicrite marmorisée recoupée par de nombreuses fissures remplies de calcite sparitique à microsparitique (phase tectonique) (photo 280). On distingue deux types de contamination volcanique se plaçant ainsi dans la séquence diagénétique (photo 281) :

142-phase 1 : sédimentation bio micritique, poussières noirâtres prises dans la masse micritique (verre volcanique basaltique) et grains d'hématite d'origine altérologique ;

143-phases 2, 3, 4 : fissuration tectonique, infiltration d'argile d'origine pédologique (cutanés grisâtres), seconde fissuration tectonique ;

144-phase 5 : baguette aciculaire d'hornblende brune titanifère (kaersutite) prise dans la cristallisation sparitique des veinules et poussières de verre probable.

145Ces observations témoignent de l'existence d'un volcanisme oligocène contemporain de la sédimentation et immédiatement postérieur à la tectonisation. La présence d'hornblende titanifère plaide en faveur d'un volcanisme sous-marin. Cela s'accorderait avec le contexte paléogéographique de l'ancien arc insulaire à l'Oligocène : épaisse formations volcano-sédimentaires, volcanisme sous-marin typique (souvent peu profond) reconnu au NE dans le soubassement volcanique de la chaîne côtière ("Finisterre volcanics" avec brèches, tufs, pépérites...).

b. Dans la péninsule de Huon : les calcaires de Gowop

146Deux échantillons de calcaires de Gowop ont été prélevés sur les hauts karsts de la péninsule de Huon, à l'extrémite ESE de la chaîne Finisterre-Saruwaged. Il s'agit d'une puissante série (3500 m) de calcaires biomicritiques crayeux, à algues et foraminifères, allant du Miocène moyen au Pliocène (ROBINSON, 1974).

147Échantillon 3054-3 (NGB2/R) : poljé d'Ulur (alt. 2500 m), chaîne Cromwell. Cette biomicrite à gros tests d'organismes présente une importante contamination en tephra. On distingue (photo 282) :

  • des poussières noires mêlées à la masse micritique de fond (= 10-15 %) ;

  • des amas plus clairs et plus vitreux dans le ciment microsparitique qui soude les bioclastes.

148Échantillon 3054-2 (NGB1/R) : plateau glacio-karstique du Mt. Bangeta, alt. 4000 m. La biomicrite est infiltrée d'une microsparite en treillis contenant des verres basaltiques. D'autres poussières volcaniques sont piégées dans des vacuoles remplies de microsparite.

Photos 280-285 : Contamination volcanique distale dans les calcaires tertiaires de Papouasie Nouvelle-Guinée (PNG), (clichés S. POMEL-R. MAIRE).

Photo 280 : Marbre blanc de la formation oligocène d'Omaura (Eastern Highlands, PNG). Photogramme de lame mince en LP (échantillon 3054-10). Biomicrite marmorisée et fissuration tectonique. La contamination volcanique se situe à la fois dans la masse et en infiltration dans les fissures.

Photo 281 : Même échantillon que sur la photo 280. Micro-photo de lame mince en LN (x 410). On observe deux types de pollution volcanique : l'une dans la masse micritique (contemporaine de la sédimentation à l'Oligocène moyen-sup.), l'autre eu infiltration dans les fissures (kaersutite prise dans la calcite sparitique secondaire + cutanés d'argile).

149L'important saupoudrage volcanique s'est sans doute effectuée dans la zone infralittorale à herbiers d'arrière récif et à "mud mounds" (formations post-récifales) et a dû se poursuivre au cours de la diagenèse pendant le Mio-Pliocène. Signalons qu'un volcanisme pliocène est connu :

  • au centre-sud de la péninsule de Huon : coulées fossilisant des dépressions dans les calcaires miocènes de Tipsit (hautes vallées de la Kua River et de la Bulum River) ;

  • au sud : volcano-sédimentaire de la formation Leron (conglomérats basaltiques et andésitiques) qui jalonne la bordure du fossé du Markham, (cartes géologiques de Huon-Sag Sag et de Markham, 1/250 000).

150Dans les calcilutites et calcarénites stratifiées de l'épaisse série mio-pliocène de Song River (2800 m), ROBINSON (1974, p. 16) souligne la présence d'une importante contamination volcanique (proximale) (fig. 367) : grandes concentrations de cristaux de plagioclases d'origine tuffacée, abondants fragments de roches volcaniques (50 % de minéraux ferro-magnésiens), quelques brèches. Celle-ci s'est déposée en eau profonde et dans des conditions turbiditiques.

c. En Nouvelle Bretagne (Mts. Nakanai) : les calcaires de Yalam

151Ces calcaires de plate-forme du Miocène inférieur-moyen constituent l'armature des grands karsts de la forêt pluvieuse de Nouvelle-Bretagne. Le sommet de la série date probablement du Miocène supérieur dans les Mts. Nakanai (RYBURN, 1975).

152 Échantillon 3054-5 (NGN1/R) : celui-ci a été prélevé au fond de la vallée de l'Iso River (E du village de Nutuve, alt. 100 m). Il s'agit d'une biomicrite présentant des allochèmes (algues) infiltrés de sparite. On discerne une nette pollution volcanique prise dans la masse, les vacuoles et les microfissures (photos 283 et 284) :

  • phase 1 : sédimentation carbonatée, retombées de tephra dans la fraction <100 µm (verre basaltique/50-60 µm) ;

  • phase 2 : fissures et vacuoles de dissolution avec verre basaltique, feldspaths automorphe*s, augite probable, fantôme d'olivine ( ?) à cortex d'iddingsite.

Photo 282 : Calcaires mio-pliocènes de Gowop (Péninsule de Huon, Chaîne Cromwell-poljé d'Ulur). Micro-photo de lame mince en LN (x 410). Forte contamination volcanique dans la masse de fond micritique (poussières noires) et amas plus clairs dans le ciment microsparitique entre des bioclasts (coin droit), (prélèvement de l'échantillon par Gérald FAVRE).

153 Échantillon 3054-8 (NGN5/R) : il a été prélevé au fond de l'aven géant de Naré (alt. 300 m) à 7 km au NNW de Nutuve. On observe une contamination dans la masse micritique (poussières noires, quelques gros feldspaths anguleux) et surtout dans des fissures (mésostase basaltique) (photo 285). La pollution provient d'un volcanisme basaltique subaérien qui s'est produit pendant la phase de sédimentation carbonatée miocène et pendant la phase initiale d'émersion (fissuration) qui remonte probablement à la fin du Miocène ou au début du Pliocène (infra). La source du volcanisme est inconnue, mais elle pourrait être extérieure à la Nouvelle-Bretagne compte tenu de la granulométrie.

154 Calcaire crayeux (échantillon 3054-6 ou NGN3/R) : celui-ci a été prélevé dans la couche crayeuse ("Ests beds"), du Miocène supérieur-Pliocène inférieur (foraminifères), qui subsiste dans des bassins inter-récifaux de la plate-forme. des calcaires de Yalam (bassin de Nutuve, alt. 400-450 m) (RYBURN, 1975).

155La biomicrite, très fine, présente une pollution volcanique de fond (poussières) avec quelques éléments de mésostase basaltique (> 100-200 pm). Une titano-olivine, d'aspect très frais, a été identifiée (bords jaunes). Ce minéral volcanique, assez rare, est caractéristique d'un volcanisme basaltique probablement sous-marin.

156La présence de granules rouges (argiles bien cristallisées), d'origine pédologique, dans la masse micritique prouve qu'il existait une surface émergée au Miocène supérieur-Pliocène inférieur. Cette première phase de karstification et d'altération des calcaires de Yalam, sur un relief de très basse altitude, est à l'origine de cuirasses latéritiques dont des éléments érodés se retrouvent dans la sédimentation des calcaires crayeux au niveau des sillons et bassins inter-récifaux.

157Le Pliocène est caractérisé par une grande activité volcanique en Nouvelle-Bretagne. Au NE de l'île, dans la péninsule Gazelle, le centre volcanique de Rabaul est actif depuis cette période (DAVIES, 1973) (photo 286). Au nord des Mts. Nakanai, le volcanisme date aussi (au minimum) du Pliocène. Ainsi, à l'W des Mts. Nakanai, le bassin de Kapiura est recouvert par les "Kapiura Beds", épaisse séquence (450 m) de grès tuffacés (acides) et de conglomérats volcaniques de base qui s'apparentent à la formation Sineivit (péninsule Gazelle) attribuée au Miocène supérieur-Pliocène. Ce volcanisme est acide (ponces et quartz abondants) (RYBURN, 1975).

2. La contamination volcanique pléistocène dans les sols et les remplissages karstiques

158Dans les karsts de montagne de PNG, la pollution volcanique pléistocène est partout présente, aussi bien dans les sols, les remplissages de dépressions que dans les dépôts endokarstiques (détritiques, concrétions).

159 En haute montagne (Mt. Bangeta/Huon), les sols et les remplissages fluvio-glaciaires des dépressions glacio-karstiques sont riches en poussières volcaniques diffuses, mais on n'observe pas (en l'état actuel des quelques observations) de couche de tephra correspondant à une retombée massive. Ainsi, les varves des cirques-dolines (au pied du flanc E du Mt. Bangeta) renferment jusqu'à 10 % de verres volcaniques (chap. Ill, § II.B.4).

160 Dans les karsts de la forêt pluvieuses de Nouvelle-Bretagne (alt. 0-2150 m), la proximité du volcanisme actif de la côte N, à quelques dizaines de km au maximum, explique sans doute le saupoudrage des Mts. Nakanai. On en retrouve les traces (mésostase, magnétite, minéraux divers) dans tous les horizons pédologiques (sols bruns forestiers, ferrisols) (chap. VII, § V.B.1 et MAIRE, 1987, p. 15-17). On constate que de nombreux sols évoluent vers des sols bruns par contamination et rajeunissement volcaniques. Dans les remplissages souterrains, le piégeage apparaît nettement sur les lames-minces de spéléothèmes et de dépôts consolidés. Prenons deux exemples :

Photos 283-285 : Calcaires miocènes de Yalam (Mts. Nakanai, Nouvelle Bretagne).

Photo 283 : Échantillon NGN1/R (Iso River-Nutuve), micro-photo de lame mince en LN (x 1100). A noter le verre basaltique (amorphe et vésiculé) au centre, dans une vacuole entourée de calcite microsparitique.

Photo 284 : Échantillon NGN1/R (Iso River-Nutuve), micro-photo de lame mince en LN (x 1100). Au centre, fantôme d'olivine avec cortex d'iddingsite et sphérules rouges (à droite). Fond de calcite micritique et microsparitique.

Photo 285 : Échantillon NGN5/R (fond de l'aven géant de Naré), micro-photo de lame mince en LN (x 410). On discerne deux générations de pollution volcanique : l’une dans la masse micritique (poussières noires), l'autre en infiltration dans les fissures (mésostase basaltique visible au centre).

161– Échantillon Naré/3 : cette perle de calcite a été ramassée vers - 320 m dans la grande galerie active du réseau de Naré. Dans les zones concentriques à cristaux engrenés de calcite, on observe une pollution pédologique et volcanique. Cette dernière se manifeste par le cortège suivant : quelques magnétites très fines, baguettes de hornblende basaltique, olivine corrodée, palagonite microvésiculée (jaune à jaune-vert), augite aciculaire, sphène jaune-miel commun et sphène gris. Cette concrétion semble holocène.

162Échantillon Ka/2 : ces sables indurés proviennent d'une petite terrasse fluviatile érodée du gouffre Ka II à la cote - 150 m (réseau de la Matali souterraine, fig. 174, chap. VII). Les éléments roulés sont constitués de quartz très corrodés, de particules calcaires (biomicrite-calcaire de Yalam) et de gros grains de sols. L'ensemble est soudé par de la calcite sparitique (+ ciment zéolitique). La contamination volcanique est nette : verre, squelette d'olivine de 350 µm (altération réticulée en nontronite et morphologie minérale en "pomme de pin"). Des ponces fibreuses remplissent des cutanés à l'intérieur du ciment sparitique et correspondent à un deuxième épisode volcanique.

163 Dans les karsts polygonaux des "Southern Highlands", certains secteurs ont reçu des retombées massives de cendres au cours du Pléistocène moyen ou récent. C'est le cas du karst de Nembi, au S de Mendi et des strato-volcans du Giluwe et du Mt. Hagen, où l'on peut encore observer des couches de cendres de plusieurs mètres d'épaisseur sur le talus des routes alors qu'elles ont disparu sur les reliefs escarpés des pitons. Les cinérites andésitiques issues du Mt. Hagen ont plus de 50 000 ans (BLEEKER, 1983, p. 70).

164En fonction des vents et de la nature de l'éruption, les retombées peuvent être suivies jusqu'à plusieurs centaines de km de distance. Actuellement, en Nouvelle-Bretagne, l'émission de nuages de cendres observées sur le Mt. Ulawun (au N du karst des Mts. Nakanai) durant l'éruption de mai 1978 est révélateur. Les dépôts de tephra se sont produits au N, au NW et à l'W, donc vers la mer, en raison de la direction des vents dominants car c'est en mai que débute la mousson de SE. 30 mm de cendres se sont déposés à 11 km à l'W du volcan, les retombées atteignant encore 1 mm à Talasea, soit à 150 km à l'WSW (McKEE et al., 1981). Les contaminations sont réelles quand les éruptions ont lieu pendant la mousson de décembre à avril, lorsque les vents dominants soufflent du NW.

3. Relations chronologiques entre volcanisme, sédimentation des calcaires et karstification en PNG (fig. 367)

165Depuis la fin de l'Eocène, on distingue deux grandes phases d'activité volcanique dans le secteur de Nouvelle-Guinée et des archipels Bismarck et Salomon : l'une à l'Oligocène, l'autre au Plio-Quaternaire. Elles sont liées au rapprochement des plaques australienne et pacifique (subduction, obduction).

166 Le volcanisme fini-éocène à oligocène est considérable. Il correspond au fonctionnement d'un ancien arc insulaire responsable d'un volcanisme sous-marin et littoral très explosif. Les séries volcano-sédimentaires, épaisses de plusieurs km, forment aujourd'hui le soubassement tectonisé des "Eastern Highlands" et des karsts de la chaîne Finisterre-Saruwaged et de Nouvelle-Bretagne. Il s'agit surtout d'un volcanisme calco-alcalin comme dans les volcanites des " Bainings-Merai-Kapuluk" de Nouvelle-Bretagne. La sédimentation carbonatée a été faible pendant cette période, sauf dans la région des "Southern Highlands" avec les calcaires de Darai.

167 Le Miocène est une période de relative quiescence volcanique puisque la sédimentation calcaire est généralisée. Néanmoins, la présence de cendres (poussières atteignant parfois> 200 µm) dans presque toutes les séries carbonatées (calcaires de Gowop, de Song River, de Yalam) indique un saupoudrage distal en provenance d'appareils plus éloignés.

168 A la fin du Miocène et au début du Pliocène, l'activité volcanique reprend avec force : saupoudrage important dans le sommet des calcaires de Gowop et retombées massives dans les calcarénites de Song River de la péninsule de Huon (zone d'obduction). En Nouvelle Bretagne, le volcanisme du début du Pliocène est très puissant : formations Kapiura (500 m), Sinewit (500-1000 m) et Sigule (500-1000 m). Il se poursuit au cours du Plio-Quaternaire dans le secteur de Rabaul et sur la cote N (photo 286). L'importance du saupoudrage volcanique sur le karst des Nakanai a dû être très important au Pliocène et a contribué a accélérer la karstification. Aujoud'hui, ces dépôts ont disparu par altération, soutirage et dissolution.

E. LES MORPHOLOGIES VOLCANO-KARSTIQUES ET CRYPTO-KARSTIQUES

169Ces formes sont surtout connues sur les plateaux calcaires de moyenne altitude des régions tempérées (ex : Grands Causses/Fr. ; plateau d'Antrim/Irlande du Nord - REFFAY, 1987) et sur les plateaux de basse et moyenne altitude de la zone intertropicale (ex : Madagascar, Nouvelle-Guinée) (ROSSI, 1980 ; NICOD, 1987 ; SALOMON, 1986 et 1987 ; MAIRE, 1987). En haute montagne calcaire, elles sont moins étudiées.

170 Dans les chaînes alpines mésogéennes (Alpes-Himalaya), le volcano-karst est relativement limité. Sur les karsts haut-alpins, les seules relations existant entre calcaire et volcanisme proviennent des recouvrements de Grès de Taveyannaz dans les Bornes et Platé (volcanisme andésitique de l'arc oligocène alpin, supra). Dans les Pyrénées, citons le dégagement par l'érosion tertiaire et quaternaire du "laccolite dressé" de dacite permienne du pic du Midi d'Ossau (DEBOURLE et DELOFFRE, 1976, p. 76).

171Dans les chaînes d'Afrique du Nord, le plus beau modelé crypto-karstique sous coulée se situe sur les causses d'altitude du Moyen-Atlas étudiés par MARTIN (1974, 1981). On y observe un modelé typique — dolines d'effondrement — dans les coulées basaltiques du plateau d'Azrou.

Figure 367 : Relations de situation entre volcanisme, sédimentation carbonatée et karstification en Papouasie Nouvelle-Guinée au cours du Cénozoïque. Indication des échantillons prélevés et observés en lame mince (même symbole que fig. 366). (pour la bibliographie générale, cf. chap. 7).
(1) Volcanisme de l'arc insulaire paléogène.

(2) Grande phase de sédimentation carbonatée centrée sur le Miocène avec contamination volcanique généralement distale.
(3) Volcanisme plio-quaternaire de l’arc externe et reprise d’activité de l'arc interne (Highlands). Contamination parfois forte des calcaires pliocènes et influence directe sur la karstification.

172En Turquie, dans le Taurus, le volcanisme néogène à quaternaire se situe sur la bordure N de la chaîne calcaire et sur les plateaux S de l'Anatolie (massif andésitique à l'Ε de Beysehir). Une exception toutefois : le volcanisme explosif d'Isparta (caldeira du Gölcük), d'âge plio-quaternaire, dont les projections de cendres et de ponces trachytiques recouvrent les flancs inférieurs du massif calcaire de l'Akdag jusqu'à 1600-1700 m d'altitude (GUTNIC et al., 1979, carte 1/100 000). Au N du Taurus central (Bolkar Dag) et d'Eregli, les appareils volcaniques sont abondants : citons les maars à TE de Karapinar dont le célèbre "cratère Golü" (photo 287). Il s'agit d'un volcanisme phréato-magmatique typique (carte géologique d'Adana, 1/250 000). Au S du Taurus central, autour d'Adana, des zones d'émissions (andésite, basalte, brèches d'explosion) traversent les dépôts oligo-miocènes. Dans le Taurus oriental (massif calcaire de Puturge-Bitlis), au S du lac de Van, des coulées basaltiques fossilisent des plateaux et des vallées karstifiés (photo 14). Sur les hauts plateaux d'Arménie (secteur Van-Erzerum), de grands strato-volcans pléistocènes recouvrent les flyschs et parfois les calcaires : Nemrut Dag (3000 m), Suphan dag (4434 m), Ararat (5165 m).

Photo 286 : Le volcanisme plio-quaternaire de Nouvelle-Guinée s'est produit au niveau de l’arc externe après la grande phase de sédimentation carbonatée miocène. Ici, bord de la Caldeira de Rabaul (8 x 12 km) qui est constitué de cendres dacitiques non consolidées. A droite, le cône de cendre du Vulcan (alt. 230 m) date de l'éruption de mai-juin 1937 qui se produisit en mer (hydro-explosion sous faible pression d'eau) (500 morts). L'effondrement de la grande caldeira date de 1300-1500 BP. (cf. carte géologique de Gazelle peninsula, 1/250 000 ; DAVIES, 1973).

173En Iran, le volcanisme pléistocène de l’Elbourz (Demavend, 5670 m) recouvre les chaînes plissées calcaires situées entre 2500 et 3500 m d'altitude. En revanche, le Zagros n'est pas concerné directement par le volcanisme ; les appareils se situent en position interne à la bordure de l'Iran central (“cicatrice éruptive d'Urmiah-Dukhtar") et dans le Lout ; la géochronologie K/Ar va de l'Oligocène au Quaternaire (CONRAD et al., 1977).

174Dans les hautes chaînes peu karstifiées de l'Afghanistan central, le volcanisme tertiaire est également présent le long d'un grand accident E-W (bassins intramontagneux de Bamyan...), mais il ne semble pas exister de modelé volcano-karstique (LANG, 1977).

175 Dans les chaînes péripacifiques d'Amérique, le volcanisme plio-quaternaire est très abondant. En haute montagne calcaire, il est surtout présent dans les Andes centrales avec les nappes ignimbritiques (chap. VI).

176Au Guatémala, le karst d'altitude dans les calcaires crétacés des Altos Cuchumatanes (alt. 3300-3800 m) est séparé de la chaîne volcanique (Tajumulco, alt. 4220 m) par un graben situé dans le cristallin (carte d'Amérique Centrale de Cuilco, 1/250 000).

177Les recouvrements volcaniques sont importants au Mexique. D'abord les andésites et ignimbrites de l'ancien arc volcanique oligo-miocène fossilisent de multiples reliefs calcaires. Enfin, au Plio-Quaternaire, "l'axe volcanique transmexicain" andésito-basaltique, orienté E-W, vient recouvrir l'arc volcanique ancien et la bordure des chaînes calcaires de la Sierra Madre Orientale à la suite d'une tectonique cassante (CORDOBA et al., 1980).

178Dans les chaînes occidentales d'Amérique du Nord, le volcanisme néogène à pléistocène est également important et a fossilisé d'importantes étendues sédimentaires (et des calcaires) à différentes altitudes, par exemple :

  • aux USA : région de Yellowstone (rhyolites et tufs plio-quaternaires), chaîne volcanique des Cascades (basalte et andésite) surmontant le soubassement mésozoïque de la Sierra Nevada ;

  • en Alaska du Sud : chapeau volcanique du Mt. Wrangell recouvrant les terrains primaires et triasiques (calcaires, schistes...) (BIROT, 1970).

179 En Nouvelle-Guinée, les phénomènes volcano-karstiques sont remarquables dans les karsts de moyenne altitude de la forêt pluvieuse du plateau Darai dans les "Southern Highlands". Au Pléistocène de puissants strato-volcans de 30 à 60 km de diamètre ont perforé la série sédimentaire et fossilisé de grandes étendues karstifiées dans les calcaires de Darai (Eocène supérieur à Miocène, puissance 1500 m). Vaste de plus de 2000 km2' le plateau Darai est formé par un karst polygonal à dolines jointives ("Honeycomb karst”). Sa bordure W est scellée par le Mt. Bosavi (2507 m), appareil actuellement inactif, constitué par des basaltes shoshonitiques (BROWN et ROBINSON, 1982).

180Des phénomènes volcano-karstiques remarquables sont situés à TE du Bosavi sur le plateau Darai actuellement inaccessible (alt. 800-1000 m). L'étude des photos aériennes montre que cette région du "Great Papuan Plateau" a été trépanée en une quinzaine d'endroits par de petits cratères et pointements volcaniques. En plus des épandages de laves (basalte et andésite) sur quelques km2, on observe des dépressions originales liées à des effondrements annulaires affectant le calcaire et situés autour des pointements volcaniques (fig. 177, chap. VII). La plus vaste de ces dolines-cratères mesure 2 km de diamètre. Elle est formée par un petit volcan aplati (Ø 1 km) ceinturé par un escarpement calcaire estimé à 50-100 m de haut. L'anneau calcaire ainsi délimité à l'intérieur de cette doline-cratère est lui-même subdivisé en dolines coalescentes.

Photo 287 : Sud de l'Anatolie, à 100 km à l'E de Konya (Turquie). Le "cratère Gölü" est un "maar" de 2 km de diamètre avec son rempart de tufs. Il résulte d’éruptions phréato-magmatiques produites dans la zone lacustre et les terrains aquifères (Pliocène continental, calcaires...) de la dépression méridionale d’Anatolie.

Photo 288 : Taurus oriental au SW du lac de Van, chaîne calcaire de Puturge-Bitlis. Une coulée basaltique a envahi une vallée, puis a été recoupée par la rivière.

181Il existe aussi des avens-cratères aux flancs raides et de profondeur importante. Le plus spectaculaire mesure 1000 m de diamètre et au moins 400 m de profondeur (volume estimé à 200 millions de m3). Il n'est pas exclu que ce gouffre géant façonné dans le calcaire ait été provoqué par une explosion phréato-magmatique ou une implosion dans une grande salle (fig. 368).

182Ces morphologies volcano-karstiques datent du Pléistocène inférieur. Près de Kagua, au N du plateau Darai, un "plug" volcanique de même type a été daté (K/Ar) 1,11 ± 0,4 Ma (d'après BUCHAN et ROBINSON, 1969, in BROWN et ROBINSON, 1982).

183 En Nouvelle-Zélande, le volcanisme cénozoïque se divise deux deux grandes périodes d'activité :

  • la phase de l'Eocène supérieur à l'Oligocène inférieur (volcanisme littoral et sous-marin) a été accompagnée par une épaisse sédimentation carbonatée de plate-forme et de sables verts glauconieux (BROWN et al., 1969, p. 322) ;

  • la phase néogène à quaternaire, également très active, intéresse directement la karstification des calcaires oligocènes : épaisses retombées de cendres, grosses couvertures d'ignimbrites et coulées de laves basaltiques du Pléistocène moyen et supérieur.

184Les relations karst-volcanisme intéressent surtout les plateaux calcaires de basse altitude souvent dépourvus de forêt de l'île N (karst de King Country à proximité de la zone volcanique de Taupo). Les recouvrements volcaniques ont momentanément stoppé la karstification qui a ensuite repris (crypto-karst) par décapage partiel et infiltration dans les matériaux poreux (KERMODE, 1973). Au N de l'île S, le karst alpin du Mt. Arthur (alt. 1826 m) se développe dans les marbres ordoviciens et renferme la plus profonde cavité de l'hémisphère S (Nettlebed cave : + 664 m, - 29 m) ; il a probablement été soumis à des saupoudrages de tephra.

Figure 368 : Phénomène volcano-karstique dans le plateau Durai (Highlands du Sud, Papouasie Nouvelle-Guinée). Dépression provenant probablement de l'implosion d'une venue volcanique à l'intérieur d'un vide souterrain de grande dimension. Le strato-volcan du Bosavi (alt. 2507 m, basaltes shoshonitiques) se situe 40 km à l'WNW. Contexte : karst polygonal de la forêt pluvieuse, (d'après photos aériennes/Lake Kutubu-sortie 133 run 31 et carte topographique d'Hegigio, 1/100 000).

CONCLUSION

185Dans l'évolution des régions karstiques de montagne, séismes et volcanisme peuvent jouer un rôle de premier plan. Dans le calcul des bilans d'érosion, la dénudation sismique est encore méconnue, mais elles pourraient atteindre des valeurs moyennes supérieures à celles de la dissolution spécifique (Nouvelle-Guinée). En dehors des problèmes de terminologie sur les phénomènes liés aux relations karst-volcanisme, rappelons que le volcanisme est, avec les remplissages endokarstiques, un des plus sûrs moyens de dater l'évolution du relief en général. Dans l'étude de la genèse des karsts de haute montagne, les tephra piégés dans les remplissages (cavités, dépressions) constituent parfois des niveaux repères (ex : ciment brique pliocène de Crète, chap. III).

Table des illustrations

Légende Figure 360 : Papouasie Nouvelle-Guinée (West Sepik) : distribution des glissements de terrains dans la chaîne Torricelli située à proximité de l'épicentre du séisme de 1935 et dans la chaîne Bewani orientale en position excentrée. Pour chaque type de roche, la dénudation moyenne instantanée (batons noirs) est exprimée en cm et le volume des débris transportés en millions de m3/km2. (MAIRE, 1984 ; d'après les données de SIMONETT, 1967).
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Légende Figure 361 : Contexte géologique des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne/Papouasie Nouvelle-Guinée) et localisation du grand glissement sismique de la rivière Bairaman en 1985.Légende carte : A. Glissement sismique de la Bairaman. B. Épicentre du séisme (magnitude 7,1) du 11/05/85. 1. Alluvions. 2. Calcaires coralliens quaternaires (terrasses marines soulevées). 3. Conglomérats fluviatiles quaternaires. 4. Volcanisme pléistocène. 5. Calcaires de Yalam (Miocène moyen-sup.). 6. Volcano-sédimentaire (Oligocène sup.). 7. Volcanisme sous-marin (Oligocène sup.). 8. Laves basiques (Eocène sup.). 9. Cratères actifs. 10. Cratères inactifs. 11. Caldeira. 12. Failles.Légende coupe : A. Volcanisme pléistocène. B. Calcaire de Yalam. C. Volcano-sédimentaire (Oligocène sup.).D. Tonalite, gabbro.... E. Laves basiques (Eocène sup.).(d'après les cartes géologiques de Pomio et Talasea-Gasmata, 1/250 000 ; RYBURN, 1974 et 1975 situation du glissement séisme et du glissement d'après KING et al., 1987).
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Légende Photo 275 : Glissements et écroulements sismiques sont fréquents dans les montagnes calcaires de Papouasie Nouvelle-Guinée à toute altitude. Ici, glissements sismiques sur les parois de calcaires de Yalam des Mts. Nakanai en Nouvelle Bretagne (Beg Beg River, bordure E du massif), (cliché pris d'hélicoptère, expédition "Mégadolines" 1984, Spelefilm.).
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Légende Photo 276 : L’aven géant de Minyé profond de 400 m dans le karst de la forêt pluvieuse des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne). Au fond, le torrent souterrain de 15 m3/s. Ces effondrements ont sans doute été favorisés par les nombreux séismes majeurs qui affectent cette région (fig. 362). (cliché pris d'hélicoptère, expédition "Mégadolines" 1984, Spelefilm).
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Légende Figure 362 : L'écroulement et le glissement d’origine sismique de la Bairaman dans le karst de la forêt pluviale des Mts. Nakanai (Nouvelle Bretagne). 1. Karst à dolines (calcaires crayeux de Yalam). 2. Canyon de la rivière Bairaman. 3. Glissement sismique et cicatrice d'arrachement. 4. Accumulation sismique au fond de la vallée. 5. Barrage naturel (hauteur 200 m) avant qu'il cède sous la pression des eaux. (Fond topographique d'après la carte de Ludtke, 1/100 000, sheet 9186 Coupe d'après KING et al., 1987, p. 42).
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Légende Photo 277 : L'écroulement de la paroi S d'Urgonien du Six-des-Eaux-Froides (au fond, alt. 2905 m) provient du séisme de 1946 (Massif du Wildhorn/Valais-Suisse). Au premier plan, la coulée de blocs (alt. 1950 m).
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Légende Figure 363 : L'écroulement du versant S du Six-des-Eaux-Froides dans le massif du Wildhorn dû au séisme de 1946 (Valais/Suisse), (d'après photo aérienne du service fédéral de Berne, cliché 8689/273NW ; cartes topographique et géologique de St. Léonard 1/25 000, BADOUX et al., 1959).
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Légende Photo 278 : Bordure du poljé du Nida, alt. 1400 m (Mt. Ida, Crète). Le calcaire de Tripolitza, situé au pied de l'escarpement de faille N du Psiloritis, présente un faciès bulleux typique d'une dissolution hydrothermale (H2S04). On retrouve ce même faciès "hydrothermalisé" dans les calcaires et dolomies des Levka Ori (au niveau de l’escarpement N de faille, au-dessus de Lakki).
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Légende Photo 279 : Haut karst des Levka Ori (Crète). Filou travertineux large de 2 m dans la haute vallée W du kastro vers 1800 m d'altitude. Ce type de concrétionnement à calcite palissadique et à fort pléochroïsme a dû se former en régime noyée dans des conditions hydrothermales de transition (mélange d'eaux météoriques et d'eaux profondes) (fig. 364). Contexte : dolomie noire mésozoïque de l'unité de Trypali
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Légende Figure 364 : Formes de dissolution et concrétionnements du karst hydrothermal, et relations avec le karst normal (mélange eaux météoriques et eaux juvéniles).
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Légende Figure 365 : Sites à concrétionnement en "dents de cochons" (origine hydrothermale) dans l'endokarst de la Pierre Saint-Martin (Pyr.-Atl.).Gouffre Z106 : géode de 2 m, tapissée d'argile rouge, recoupée à la cote - 100 m.Gouffre ANO : fracture large de 0,80 m tapissée de cristaux.
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Légende Photos 280-285 : Contamination volcanique distale dans les calcaires tertiaires de Papouasie Nouvelle-Guinée (PNG), (clichés S. POMEL-R. MAIRE).
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Légende Photo 281 : Même échantillon que sur la photo 280. Micro-photo de lame mince en LN (x 410). On observe deux types de pollution volcanique : l'une dans la masse micritique (contemporaine de la sédimentation à l'Oligocène moyen-sup.), l'autre eu infiltration dans les fissures (kaersutite prise dans la calcite sparitique secondaire + cutanés d'argile).
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Légende Photo 282 : Calcaires mio-pliocènes de Gowop (Péninsule de Huon, Chaîne Cromwell-poljé d'Ulur). Micro-photo de lame mince en LN (x 410). Forte contamination volcanique dans la masse de fond micritique (poussières noires) et amas plus clairs dans le ciment microsparitique entre des bioclasts (coin droit), (prélèvement de l'échantillon par Gérald FAVRE).
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Légende Photos 283-285 : Calcaires miocènes de Yalam (Mts. Nakanai, Nouvelle Bretagne).
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Légende Photo 284 : Échantillon NGN1/R (Iso River-Nutuve), micro-photo de lame mince en LN (x 1100). Au centre, fantôme d'olivine avec cortex d'iddingsite et sphérules rouges (à droite). Fond de calcite micritique et microsparitique.
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Légende Photo 285 : Échantillon NGN5/R (fond de l'aven géant de Naré), micro-photo de lame mince en LN (x 410). On discerne deux générations de pollution volcanique : l’une dans la masse micritique (poussières noires), l'autre en infiltration dans les fissures (mésostase basaltique visible au centre).
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Légende Figure 367 : Relations de situation entre volcanisme, sédimentation carbonatée et karstification en Papouasie Nouvelle-Guinée au cours du Cénozoïque. Indication des échantillons prélevés et observés en lame mince (même symbole que fig. 366). (pour la bibliographie générale, cf. chap. 7).(1) Volcanisme de l'arc insulaire paléogène.(2) Grande phase de sédimentation carbonatée centrée sur le Miocène avec contamination volcanique généralement distale.(3) Volcanisme plio-quaternaire de l’arc externe et reprise d’activité de l'arc interne (Highlands). Contamination parfois forte des calcaires pliocènes et influence directe sur la karstification.
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Légende Photo 286 : Le volcanisme plio-quaternaire de Nouvelle-Guinée s'est produit au niveau de l’arc externe après la grande phase de sédimentation carbonatée miocène. Ici, bord de la Caldeira de Rabaul (8 x 12 km) qui est constitué de cendres dacitiques non consolidées. A droite, le cône de cendre du Vulcan (alt. 230 m) date de l'éruption de mai-juin 1937 qui se produisit en mer (hydro-explosion sous faible pression d'eau) (500 morts). L'effondrement de la grande caldeira date de 1300-1500 BP. (cf. carte géologique de Gazelle peninsula, 1/250 000 ; DAVIES, 1973).
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Légende Photo 287 : Sud de l'Anatolie, à 100 km à l'E de Konya (Turquie). Le "cratère Gölü" est un "maar" de 2 km de diamètre avec son rempart de tufs. Il résulte d’éruptions phréato-magmatiques produites dans la zone lacustre et les terrains aquifères (Pliocène continental, calcaires...) de la dépression méridionale d’Anatolie.
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Légende Photo 288 : Taurus oriental au SW du lac de Van, chaîne calcaire de Puturge-Bitlis. Une coulée basaltique a envahi une vallée, puis a été recoupée par la rivière.
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Légende Figure 368 : Phénomène volcano-karstique dans le plateau Durai (Highlands du Sud, Papouasie Nouvelle-Guinée). Dépression provenant probablement de l'implosion d'une venue volcanique à l'intérieur d'un vide souterrain de grande dimension. Le strato-volcan du Bosavi (alt. 2507 m, basaltes shoshonitiques) se situe 40 km à l'WNW. Contexte : karst polygonal de la forêt pluvieuse, (d'après photos aériennes/Lake Kutubu-sortie 133 run 31 et carte topographique d'Hegigio, 1/100 000).
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© Presses Universitaires de Bordeaux, 1990

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