ENTONNOIRS DE DISSOLUTION

dans les gypses triasiques.

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LES ËAUX souterraines 361

La dissolution du gypse le long des fissures qui traversent sa masse produit des vides, dont la présence donne lieu à des effondrements ou à des glissements vers un point central situé en profondeur. Il en résulte des entonnoirs superficiels, dont l'ouverture est presque toujours parfaitement circulaire et dont l'analogie avec les entonnoirs faits dans le sable par les fourmilions est tout à fait frappante. On les désigne, dans les Alpes françaises, sous les noms d'ouïes, d'ouleUes, ou d'oletles (pi. XXXIV, 2).

La solubilité du carbonate de calcium est bien moins grande que celle du sulfate : le calcaire se dissout dans environ 1000 parties d'eau chargée d*acide carbonique et dans 50 000 parties d'eau pure seulement.

Mais l'action prolongée du phénomène produit des effets très considérables aussi bien à la surface, par ruissellement, comme on le verra plus tard, qu'en profondeur, par absorption le long des diaclases des calcaires compacts et dans la masse même des roches détritiques, qui peuvent renfermer du calcaire, soit sous la forme d'éléments roulés, soit sous la forme de ciment. Ces roches subissent une décalcification intense, qui peut être assimilée à une véritable lixiviation.

Le calcaire est dissout à l'état de bicarbonate et les eaux en renferment une quantité très variable, qui est fonction de la température et de la pression.

Les eaux très calcaires sont qualifiées de dures. On appelle degré hydrolimélrique la teneur d'une eau en calcaire. La manière de l'évaluer varie suivant les pays; en France, i** = 5 mgr de chaux dosée par litre. Une bonne eau potable titre 20 à 30*. Au delà de 36° une eau est trop dure pour servir à la boisson et à la cuisson des légumes, mais il y a des eaux très calcaires qui atteignent 80°.

La dissolution des calcaires, par les eaux qui s'infiltrent le long des fissures, dans les couches superficielles de l'écorce, donne lieu à des creux souterrains, qui doivent d'autant plus attirer notre attention qu'ils font aujourd'hui l'objet d'une science spéciale, la Spéléologie ou science des cavernes [13, 14].

Les eaux météoriques ou les eaux courantes pénètrent dans les plateaux calcaires par des points d'absorption d'aspect assez variable. Le type le plus répandu est celui des abîmes ou puits naturels, aussi appelés suivant les pays avens (Ardèche), lindouh (Rouergue), igues (Quercy), cbouruns (Dévoluy). Ce sont des trous, de formes et de dimensions diverses, s'ouvrant à la surface du sol et s'enfonçant plus ou moins verticalement dans sa profondeur (pi. XXXV). Leur dia-

mètre varie de quelques centimètres à plusieurs centaines de mètres. Le chourun Martin, dans le Dévoluy (Hautes- Alpes), mesure au moins 310 m de profondeur et le fond n'en a pas été atteint. E.-A. Martel [12,13] a montré que les abîmes se forment de haut en bas par l'action chimique et mécanique d'eaux engouffrées dans de grandes diaclases verticales. Les effondrements de cavités sous-jacentes n'interviennent qu'exceptionnellement dans leur formation.

Une seconde catégorie de points d'absorption est celle des dolines, que l'on rencontre notamment dans le Karst, en Istrie, mais aussi dans diverses régions françaises, telles que le Quercy, où on leur donne le nom de cloups. Ce sont de vastes entonnoirs circulaires, dont le fond, généralement plat, est constitué par une argile rouge, la terra rossa, produit de décalcification du calcaire. Ils aboutissent à des diaclases et nullement, comme on l'avait cru longtemps, à des galeries souterraines dont le toit se serait effondré.

D'autres fois les gouffres sont bouchés par des amas de pierres et de sable, à travers lesquels l'eau filtre, ou bien ils ont été ultérieurement désobstrués par le passage prolongé de l'eau. A cette dernière catégorie appartiennent les emposieux du Jura, les embuts de la Provence, les foibe des Alpes Dinariques, les katavothras de Grèce.

En profondeur, les eaux, en s'infiltrant le long des diaclases et des plans de stratification, élargissent ces fissures par dissolution et les transforment en cavernes (fig. 150). Celles qui suivent les diaclases forment des allées longues, étroites et élevées; celles qui suivent les strates sont basses et leur largeur l'emporte sur leur hauteur. D'après E.-A. Martel [13] cette règle serait constante. Il y a aussi des cavernes qui épousent successivement les deux catégories de surfaces directrices; des paliers horizontaux ou peu inclinés se trouvent reliés entre eux par de larges fentes oscillant autour de la verticale. Les rivières souterraines présentent alors des biefs étages, avec des lacs et des cascades et, quelquefois, les galeries formant siphon, les eaux remontent à un niveau plus élevé (fig. 144). Leur cours peut même descendre ainsi au-dessous du niveau de base * de la rivière.

Dans les roches détritiques poreuses, la dissolution du calcaire s'effectue également de préférence le long des diaclases et il se forme. comme dans les calcaires compacts, des puils naturels^ analog^ues aux gouffres et comme eux remplis d'oxyde de fer; mais l'eau pénètre en outre dans toute la masse et dissout le ciment, lorsque

1. Cette notion du niveau de base sera définie dans le chapitre relatif aux eaux courantes.

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celui-ci est calcaire, corrode même quelquefois les éléments roulés. Les galets impressionnés, qui abondent dans certains poudingues, doivent leur origine à la localisation des phénomènes de dissolution aux points où les galets se touchaient entre eux. Les tassements ultérieurs les ont rapprochés, de manière à les faire pénétrer dans les creux de leurs voisins,

La dissolution du calcaire joue un rôle important dans l'altération des grès siliceux à ciment calcaire. En surface , c'est-à-dire jusqu'à la limite supérieure de la nappe d'infiltration, le calcaire a complètement disparu et les grès sont devenus poreux. Dans les terrains primaires on leur donne alors le nom degrauwackes. Le test ou le squelette calcaire des organismes fossiles a complètement disparu et il a laissé un vide dont les parois ont conservé en négatif l'ornementation externe et interne.

Dans les grauwackes, les squelettes formés de calcite ont aussi bien disparu que ceux qui

sont à l'état de conchite;mais souvent ils ont seuls résisté, tandis que l'aragonite plus soluble a été presque toujours dissoute.

La décalcification superficielle des limons calcaires (lœss) donne naissance à des limons argileux ou sableux (lehm). Le calcaire n'est cependant, en général, pas entraîné en totalité; les eaux qui en sont saturées abandonnent dans ce milieu poreux des concrétions de calcaire aux formes les plus irrégulières {poupées du lœss).

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Fig. 150. — L'Aven Armand, coupes longitudinale et transversales (cliché communiqué par M. E.-A. Martel).

364 LES PitËNOMËNES GÉOLOGIQUES

Dans les calcaires dolomiliques, le calcaire est dissout et la dolomie reste en place. Lorsque l'eau circule dans des fissures, il se forme de la dolomie vacuolaire ou cargneuUy souvent d'aspect cloisonné. Lorsque la roche est poreuse et que l'eau s'infiltre dans toute la masse, le calcaire est entraîné et le résidu constitue un sable dolomitique, qui renferme souvent des nodules non altérés, désignés dans les environs de Paris sous le nom de télés de chat.

Un dernier exemple de décalcification nous est fourni par les craies phosphatées du Nord de la France. Il s'est formé, sur les points d'absorption des eaux atmosphériques, des poches renfermant du phosphate de chaux presque pur. C'est le résidu de la dissolution de la craie; il y a eu un simple enrichissement en phosphate par une sorte de lixiviation.

La silice anhydre est cristalline et peut être considérée comme à peu près insoluble; la silice hydratée, par contre, est amorphe et se dissout facilement dans de l'eau chargée d'acide carbonique. C'est elle qui constitue, comme on sait, les spicules des Spongiaires siliceux, les squelettes des Radiolaires, les frustules des Diatomées. Ces restes, qui abondaient dans beaucoup de sédiments, ont été souvent entièrement dissous et la silice a été transportée et redéposée ailleurs, ainsi que nous le verrons plus bas.

Phénomènes d'hydratation. — L'eau qui circule activement dans les couches superficielles de l'écorce terrestre rencontre des substances anhydres, avec lesquelles elle peut entrer en combinaison.

Le fer oligiste ou hématite rouge, qui est le sesquioxyde de fer anhydre (Fe*0'), se transforme en surface en limonite ou hématite brune, qui est un sesquioxyde de fer hydraté (2Fe*0',3H*0). Cette hydratation s'observe aussi bien sur les gîtes filoniens que sur les gîtes sédimentaires.

Vanhydrite, c'est-à-dire le sulfate de calcium anhydre, se transforme en gypse, sulfate de calcium hydraté, qui cristallise avec 2 molécules d'eau. L'hydratation s'opère très rapidement, car l'eau pénètre dans les interstices des petits cristaux d'anhydrite; elle est accompagnée d'une augmentation de volume de 33°/o environ et d'une augmentation linéaire de 10°/o. Le gonflement qui se produit occasionne des dislocations simulant des phénomènes d'intrusion. Lorsque l'anhydrite forme des lits réguliers, sa transformation en gypse donne lieu à des plis, qu'il est d'ailleurs facile de distinguer de ceux qui sont dus à la compression latérale.

Les silicates anhydres se transforment, dans la zone d'altération, en

silicates hydratés. Ainsi, par exemple, des silicates d'aluminium, tels que Tandalousite et le disthène, donnent naissance à du kaolin, qui est du silicate d'aluminium hydrate. De même, le péridot se transforme en serpentine. D'autres silicates hydratés, comme l'épidote, la zoïsite, les zéolithes, se forment par hydratation aux dépens de silicates anhydres plus complexes.

Phénomènes d'oxydation. — La richesse en oxygène des eaux d'infiltration produit la suroxydation des oxydes, l'oxydation des sulfures métalliques, des carbures d'hydrogène, etc.

La magnétite (Fe'O*) se transforme en surface en fer oligiste (Fe*0') ; le carbonate ferreux (FeCO'), en hydroxyde ferrique ou limonite ; le carbonate de manganèse (MnCO'), en bioxyde (MnO*). C'est à cet enrichissement en oxygène qu'est due l'altération superficielle de beaucoup de gîtes métallifères; on doit lui attribuer également la rubéfaction en surface des calcaires et des roches calcarifères, qui renferment presque toujours du carbonate de fer, ainsi que la formation de dendriles de bioxyde de manganèse, sur les plans de stratification des calcaires et, souvent aussi, des grès.

Les sulfures métalliques se transforment par oxydation en sulfates, qui, solubles pour la plupart, sont entraînés en dissolution par les eaux d'infiltration. Cependant, le sulfate de fer (FeSO*) résultant de l'oxydation de la pyrite de fer, se transforme en hydroxyde de fer, avec mise en liberté d'acide sulfurique, qui, au contact du calcaire, donne naissance à du gypse et à de l'acide carbonique. Les concrétions pyriteuses, si fréquentes dans les argiles sédimentaires, sont souvent remplacées par de la limonite et il se produit en même temps des cristaux de gypse. Les fossiles dont les vides ont été remplis par de la pyrite, dans des conditions qui ont été exposées dans un chapitre antérieur, sont de même très fréquemment transformés, au moins à la surface, en hydroxyde ferreux. C'est aussi à un pareil phénomène d'oxydation qu'est dû le chapeau de fer qui couvre à l'affleurement beaucoup de filons métallifères.

Les couches calcaires renfermant du carbonate de fer subissent superficiellement, par suite de la formation d'hydroxyde, une rubéfaction, qui se manifeste principalement suivant les' diaclases et autres points d'absorption des eaux météoriques. Telle est par exemple l'origine du diluvium rouge du bassin de Paris, qui semble à première vue remplir des poches ou des puits dans les cailloutis quaternaires non altérés [15].

Enfin; les carbures d'hydrogène, en s'oxydant dans là zone d'âlté-

ration, donnent naissance à de Tozocérite et à de Tasphalte. Souvent même l'oxydation est complète, il y a destruction de la matière organique et production d'acide carbonique. C'est la raison pourquoi les schistes carbures sont presque toujours décolorés sur les lignes d'affleurement.

Décomposition des siucates. — Sous l'action de l'acide carbonique dissous dans les eaux d'inflltration, les silicates peuvent être transformés en carbonates, les silicates doubles sont dédoublés. La plus fréquente de ces réactions est la décomposition des feldspaths, qui sont des silicates doubles d'aluminium et de potassium, de sodium ou de calcium. En présence de l'eau et de l'acide carbonique, il se produit du carbonate de potassium, de sodium ou de calcium, de la silice libre et un hydrosilicate d'aluminium, qui, à l'état de pureté, est connu sous le nom de kaolin. C'est le phénomène de la kaolinisalion, qui joue un rôle si important dans la désagrégation des granités. Les carbonates formes sont entraînés en dissolution; il en est de même en général de la silice, de sorte que le kaolin occupe seul la place des feldspaths. C'est une substance qui tombe facilement en poussière, de sorte que le granité ne tarde pas à se désagréger en une arène composée de grains de quartz. Le kaolin est entraîné à l'état pulvérulent et forme plus loin un dépôt argileux. La kaolinisation s'étend souvent à toute l'épaisseur de la zone d'altération, mais elle est distribuée horizontalement de la manière la plus capricieuse, des surfaces kaolinisées faisant place brusquement à des surfaces où la roche cristalline est intacte, et cela dans un massif granitique de composition parfaitement homogène. Aussi quelques auteurs ont-ils fait appel, pour expliquer ces irrégularités, à des venues hydrothermales d'eaux chargées d'acide carbonique.

Dépôts souterrains. — Les eaux souterraines sont, au même titre que les eaux de la surface, susceptibles de déposer des sédiments, mais ce phénomène, dans la zone d'altération, est exclusivement localisé dans les grottes ou dans les vides préexistants de moindre importance.

Comme on l'a vu déjà (chap. IX), les creux laissés dans les roches par la dissolution du test ou du squelette des organismes fossiles sont souvent remplis par de la calcite ou par de la silice. Il se forme un test de substitution et la conchite, qui constituait primitivement un grand nombre de coquilles, est remplacée par de la calcite cristallisée. Il en est ainsi, dans de nombreux gisements, des tests des Gastéropodes, des Ammonites et de ceux de nombreuses familles de Lamellibranches*

D'autres fois, c'est de la silice qui se substitue au calcaire des organismes. La silicification affecte, dans certaines couches, tous les fossiles, mais il peut arriver aussi que la silice ne soit pas assez abondante pour se substituer entièrement au calcaire, elle forme alors des orbicules appartenant à une variété que Munier-Chalmas et Michel Lévy ont appelée la quartzine. La silice se substitue quelquefois au gypse sur les lignes d'affleurement. Munier-Chalmas Ta trouvée associée à la fluorine et à la calcite dans le prolongement rigoureux de bancs de gypse intercalés dans le Calcaire Grossier des environs de Paris [16], Ces substitutions rentrent dans la catégorie des pseudomoiyhoses, où le minéral nouvellement formé prend exactement les formes extérieures du minéral qui a disparu par dissolution. Dans l'espèce, les cristaux de gypse sont remplacés par du quartz, de la lutécite, de la quartzine, de la calcite ou de la fluorine, qui en reproduisent les formes caractéristiques.

Des cavités plus grandes que celles résultant de la dissolution de fossiles ou de minéraux se remplissent d'eau d'infiltration et se tapissent de cristaux de calcite ou de quartz, devenant ainsi des géodes.

Les cavernes sont des cavités de grandes dimensions qui se rencontrent presque exclusivement dans les terrains calcaires. Nous avons vu dans quelles conditions elles prenaient naissance. L'eau qui filtre au travers de leurs parois subit en y arrivant une évaporation considérable, de sorte que le calcaire qu'elles renferment est rapidement déposé. Les parois supérieures laissent sans cesse suinter des gouttes d'eau chargées de carbonate de chaux, aussitôt précipité. Les dépôts successifs qui se forment avec une extrême lenteur constituent peu à peu des pendentifs coniques, puis cylindriques, auxquels on donne le nom de stalactites (pi. XXXVII, 1). Mais les gouttes tombent avant d'avoir déposé tout leur calcaire, elles rencontrent le plancher de la grotte et y forment également des dépôts, qui s'élèvent en hauteur, de manière à venir à la rencontre des stalactites. Il en résulte des protubérances, auxquelles on donne le nom de stalagmites et qui finissent par rencontrer les stalactites, constituant alors des colonnes continues (pi. XXXVI). Stalactites et stalagmites présentent une structure concentrique et montrent souvent les clivages de la calcite.

Lorsque les eaux suintent par des fissures du plafond, il se forme de véritables draperies. Les stalagmites prennent quelquefois l'aspect de candélabres et sont tapissés de cristaux, comme dans la fameuse Forêt Vierge de l'aven Armand, dans la Lozère (pi. XXXVII, 2, 3).

Des sédiments de toutes sortes tapissent le fond des grottes : des tufs, des calcaires pulvérulents, des travertins, déposés par les eaux très calcaires qui y séjournent; ou bien des argiles, des sables, introduits par les gouffres et entraînés par les rivières souterraines; ou encore des galets parfaitement arrondis dans les remous, des brèches résultant d'éboulements, des argiles rouges de décalcification, etc. Tous ces dépôts, auxquels il faut encore ajouter les amas d'ossements, constituent le remplissage des cavernes [17].

CiMENTATiON. — Les substauces enlevées par dissolution à la zone d'altération sont entraînées par les eaux d'infiltration dans la zone de cimentation, où elles recristallisent par voie aqueuse et bouchent tous les vides des roches. Lorsque ceux-ci sont des diaclases ou des fissures résultant de l'étirement qu'ont subi les roches, il se forme des filonnets ou des veinules, qui tranchent souvent par leur composition avec le sédiment encaissant. Lorsque les vides sont des porosités, les éléments constituant la roche sont cimentés par le minéral en dissolution. Naturellement ce sont les sables et les calcaires détritiques qui se prêtent le mieux au dépôt d'un ciment.

Les composés qui se déposent ainsi dans la zone de cimentation sont la silice, le sesquioxyde de fer, les carbonates de chaux et de fer, divers silicates et, plus rarement, le sulfure de fer.

La silice est à l'état de quartz, de calcédoine, quelquefois d'opale. Les silex sont ou des concrétions ou des bancs de calcédoine qui suivent les plans de stratification ou les diaclases. On les rencontre principalement dans la craie, mais ils ne manquent pas dans d'autres formations calcaires ou marneuses. Le ciment de beaucoup de grès est siliceux et la silice y est à l'état de quartz. Il y a là une difficulté assez grande, sur laquelle Cayeux a encore récemment attiré l'attention [18], car jusqu'ici on n'a pas pu faire cristalliser le quartz par voie aqueuse. Le quartz se trouve quelquefois à l'état de petits cristaux bien individualisés, comme dans le Grès Vosgien, où il coexiste dans le ciment avec de l'hématite rouge. Dans le bassin de Paris, la plupart des grès possédaient, avant d'être silicifiés, un ciment calcaire, et Cayeux pense qu'il existe une relation de cause à effet entre la présence du carbonate de chaux et la silicification.

Les quartzites se distinguent des grès par le fait que les grains de quartz qui les composent sont dépourvus de contours détritiques et sont moulés les uns sur les autres ou agglutinés par une gangue siliceuse. Souvent on peut observer un nourrissage des grains élastiques par de la silice ultérleurettient déposée:

É. Hauc. — ïrailé de Géologie.

Pl. XXXVII.

Cliché E.-G. lUcowiua.