Karst

Le karst de la craie

Le carbonate de calcium dont la craie est constituée est un minéral soluble dans l’eau. Dans un litre d’eau douce pure à 16°C, environ 13 mg peuvent passer en solution, ce qui est évidemment très peu. Si par contre on ajoute du CO2 dans cette eau, la solubilité devient nettement plus forte. L’atmosphère contient environ 370 ppm de CO2. Du fait de la respiration des racines des plantes, de l’activité des bactéries et de la décomposition de la matière organique, les gaz du sol contiennent environ 2% de CO2. L’eau de pluie, en traversant le sol, s’enrichit en CO2 et s’acidifie, selon les réactions suivantes :
1) Dissolution du CO2 dans l’eau :
CO2 + H2O ↔ H2CO3
2) Dissociation aqueuse de l’acide carbonique:
H2CO3 + H2O → H3O+ + HCO3
Il se produit une attaque acide des carbonates, selon la réaction :
H3O+ + CaCO3 ↔ Ca2+ + HCO3 + H2O

Le bilan général peut s’écrire :
CO2 + H2O + CaCO3 ↔ Ca2+ + 2 HCO3
Il conduit à la production de 2 ions hydrogénocarbonate. Dans chacun de ces ions, un atome de carbone provient du calcaire et l’autre du gaz carbonique. Le CO2 se trouve piégé dans cet ion.
La dissolution des calcaires engendre des cavités qui se développent :

  • à partir de la surface, c’est l’exokarst ou karst superficiel;
  • en profondeur, à partir de fissures inondées, c’est l’endokarst ou karst profond.

Le karst profond

Le processus de formation du karst (= la karstification) est rapide (voir vidéo de Joël Rodet). Un réseau souterrain se met en place à partir de fissures préexistantes et s’élargit en se « calant » sur le niveau le plus bas des calcaires dans le paysage : c’est le niveau de base, où apparaît la source. Quand une fissure est élargie par la dissolution, son débit augmente aux dépens des fissures voisines et elle devient progressivement un conduit karstique.
Dans les terres, le niveau de base des écoulements souterrains est imposé par le point le plus bas à l’affleurement des roches carbonatées. Près de la mer, c’est le niveau marin qui règle la position des réseaux karstiques.
Dans tous les cas, si le niveau de base s’abaisse, un nouveau réseau se met en place à une cote inférieure à celle du réseau karstique précédent qui est dénoyé et qui n’est plus fonctionnel.

Exemple de karsts étagés, d’après M. Bakalowicz, 1999

On désigne par karst d’introduction la zone amont du drainage karstique, là où les eaux pénètrent dans le massif et participent à la collection et à l’organisation des eaux devenues souterraines. A l’inverse, le karst de restitution correspond à la zone aval du drainage, là où les eaux souterraines, concentrées et organisées en un réseau de drains hiérarchisés, s’apprêtent à émerger.
En Pays de Caux, l’endokarst récent holocène est noyé, sous pression et impénétrable (sauf en plongée), seul le karst ancien pléistocène ne peut être pénétré qu’en spéléologie. Des ouvertures sont ménagées par le recul des falaises, sur le littoral ou dans la vallée de la Seine

Le karst superficiel

Depuis son émersion à la fin du Crétacé, la craie normande n’a été de nouveau recouverte par la mer que localement et pendant des durées géologiques courtes (Paléocène-Yprésien et Stampien). Sa frange supérieure a donc subi une évolution continentale sous un climat relativement chaud jusqu’aux glaciations pléistocènes. Un manteau d’altération s’est constitué recueillant les résidus insolubles de la craie ou, plus tardifs, éocènes. Les constituants de ce manteau sont les formations superficielles. Le faciès le plus fréquent  est appelé Argile à Silex. La craie n’a donc pratiquement jamais été à nu ou alors sur des bombements tectoniques. L’évolution de l’exokarst a du se faire sous une chape de matériaux superficiels qui, selon leurs propriétés, l’ont freinée ou accélérée.

Karst de la craie sous couverture d’argile à silex, modifié d’après Nicod, 1992

Sous une couverture imperméable (argiles sparnaciennes, par exemple), l’eau n’atteint pas la craie, la dissolution est bloquée et front supérieur de la craie ne se déplace pas et se « fossilise ».
Sous une couverture perméable, l’eau atteint la craie. Si sa capacité de rétention est élevée, la formation superficielle joue le rôle d’une « compresse » qui imprègne la craie en permanence et le front supérieur de la craie s’enfonce sous l’effet de la dissolution. Ce mode d’évolution a été décrit par A. Bonte (1971). Les hétérogénéités de perméabilité concentrent préférentiellement l’eau en certains points de la surface de la craie au niveau desquels la dissolution est plus forte. Il se crée un cône de dissolution qui draine l’écoulement comme un entonnoir et amplifie le phénomène. Le cône se déforme vers le bas en redressant les bords et devient cylindrique. Le manteau d’altération se garnit ainsi à sa base de racines.
L’enfoncement à sa base de la racine conduit à un soutirage des éléments du manteau d’altération, se propageant jusqu’en surface pour créer une dépression où viennent se concentrer les eaux superficielles.
L’étape ultime est celle où la racine s’approche ou rencontre l’endokarst et fait s’effondrer le plafond créant une espèce de goufre, appelée bétoire en Pays-de-Caux (« bois-tout » en cauchois), analogue aux dolines évoluant en aven.

Evolution du karst superficiel, d’après Rodet, 1986

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Karst et discontinuités de la craie
Le développement du karst est fortement conditionné par les discontinuité présentes dans la craie. Ces discontinuités peuvent être :

  • verticales : fracturation tectonique, fracturation décompressive des vallées;
  • horizontales : niveaux marneux, hard-grounds, joints horizontaux et sheet-flints.

Un inventaire plus précis du second type devrait pouvoir être fait grâce à une meilleure connaissance des niveaux-repères stratigraphiques.