La plupart des travaux de cette thèse se déroulent sur le bassin du Durzon, sur le causse de l’Hospitalet (Figure 4.2), délimité par les failles de l’Hospitalet au nord et de la Pézade au sud. Ce causse très karstifié a fait l’objet de nombreuses études géologiques (Ricard et Bakalowicz, 1996 ; Bruxelles, 2001), hydrologiques (e.g. Plagnes, 1997 ; Tritz et al., 2011) et géophysiques (notamment avec les thèses de Jacob, 2009, de Valois, 2011, et de Deville, 2013). Il y a plusieurs raisons à cela. L’épikarst dolomitique du Durzon est très capacitif (il retient une grande partie des précipitations) et épais (plusieurs dizaines de mètres), ce qui est un atout pour observer un signal gravimétrique. De plus, ce kart est unaire et avec une seule source, dont le débit est surveillé par le parc des Grands Causses, permettant un bilan clair des entrées et sorties. Ce point est non négligeable pour la modélisation d’un système karstique très hétérogène. Mais surtout, la source du Durzon est une source karstique majeure, au débit important, et la seule et unique ressource en eau potable de l’Hospitalet
2.1. Lithologie
Comme tous les plateaux du Larzac, le Durzon est composé de carbonates karstifiés du jurassique. Deux épaisses séries se retrouvent sur ce causse: les séries de l’Hettangien (d’une puissance totale de 50 à 300 m) et les séries du Dogger au Malm (d’une puissance totale allant jusqu’à 600 m). Ces deux séries sont séparées par une série marneuse (marnes noires et marnes feuilletées) déposées au Domérien et au Toarcien et d’une puissance d’une centaine de mètres environ. Cette couche de marnes joue un rôle important dans l’hydrogéologie du Durzon. D’abord en créant une barrière imperméable entre les aquifères que sont les deux unités carbonatées citées ci-dessus. Ensuite en tant que base imperméable de l’aquifère supérieur, le contact Marnes/Dogger, remonté par la faille de l’Hospitalet, est à l’origine de la source du Durzon (Figure 4.3).
Pour l’aquifère supérieur, au-dessus des marnes, on peut distinguer, du Dogger au Malm: - Plusieurs séries de calcaires (à zoophycoos, à chailles, à oolites et à stipites) datées de
l’Aalénien au Bajocien, avec une épaisseur totale pouvant atteindre 150m. Ces formations sont à l’affleurement sur toute la partie nord du bassin du Durzon, que les nouvelles limites font s’étendre au-delà de la faille de l’Hospitalet (Figure 4.3).
- Les épaisses dolomies Bathoniennes (~150m), principale formation à l’affleurement sur le bassin.
La zone étudiée
Figure 4.3 : Contexte géologique et hydrogéologique du système karstique du Durzon. Modifié d’après Jacob (2009), d’après Bruxelles (2001). Les nouveaux traçages (2011) et limites du bassin ont été tracés suivants les informations fournies par le parc des Grands-Causses.
2.2. Structure et Fracturation
Les séries sédimentaires n’ont été que peu déformées par la longue évolution tectonique polyphasée de la région. La stratification présente un pendage moyen de 5°N et est redressée aux abords des accidents majeurs (Figure 4.4)
Figure 4.4 : Coupe N/S du causse de l’Hospitalet, d’après Bruxelles (2001).
La fracturation du bassin a été synthétisée par Deville (2013). Elle présente 3 directions principales en fonction du secteur :
- Un réseau N150 – N160 omniprésent sur le bassin, et observé à partir de photos aériennes (Gerbaux, 2009) et de mesures de fractures (Deville, 2013).
- Un réseau N0 – N20 omniprésent sur le bassin de diaclases et fractures supposées ouvertes.
- Un réseau N120 au sud du bassin de fractures supposées fermées ou colmatées d’après les études inclinométriques de Jacob et al. (2010b).
2.3. Hydrologie
2.3.1. Géomorphologie et topographie
La zone étudiée
se réorientant à l’approche du chevauchement de l’Hospitalet. C’est également sur cet axe que ce concentrent la plupart des départs de réseaux karstiques connus (Figure 4.5).
Figure 4.5 : Topographie du bassin du Durzon et cavités connues (triangles,
http://www.grottocenter.org).
2.3.2. La source du Durzon
Comme les Figure 4.3 et Figure 4.4 le montre plus haut, l’émergence de la source du Durzon se fait à la faveur de la mise en contact par le chevauchement de l’Hospitalet des marnes Liasique (imperméables) et de l’aquifère du Dogger-Malm. Située à 533m d’altitude, celle-ci débite en moyenne 1.5 m3.s-1 sur la période 2008 à 2014 inclus. Le débit est mesuré par le Parc National des Grands Causses au niveau d’un seuil calibré, en aval de la source. Lors de certaines crues, un léger ruissellement rejoint le cours d’eau entre la résurgence et la mesure de débit (Laurent Danneville, communication personnelle) mais l’impact sur la mesure est estimé très faible. Se tarissant jusqu’à ne fournir plus que 0.7 m3.s-1 à l’été 2011,
il peut se gonfler en crue à plus de 16 m3.s-1 (comme en novembre 2014). Un exemple d’hydrogramme du Durzon a été présenté dans le chapitre 3, Figure 3.8.
Cette source vauclusienne est l’unique source avérée du système unaire du Durzon. Celle-ci a fait l’objet de nombreuses spéléo-plongées et a été explorée jusqu’à -118 m sous le niveau de la résurgence et sur un développement de plus d’1 km (http://www.plongeesout.com). Cet arrêt ne marque d’ailleurs pas la fin du conduit noyé mais est le fait d’un rétrécissement induisant un fort courant et le rendant infranchissable lors de cette exploration en scaphandre autonome.
La superficie du bassin versant est estimée à partir de bilans de masses entre 98 et 117 km² suivant les auteurs (Ricard et Bakalowicz, 1996), les études successives restant depuis dans cette gamme de valeurs (e.g. Tritz et al., 2011). Les limites spatiales du bassin sont déterminées grâce à des traçages (Figure 4.3) et la géologie impose la limite en profondeur avec les marnes imperméables. Contrairement à ce que l’on pensait auparavant, un traçage réalisé en 2011 a révélé que la faille de l’Hospitalet ne constituait pas une limite naturelle de l’aquifère.
2.3.3. Stockage épikarstique
L’épikarst à l’affleurement est formé principalement par la dolomie Bathonienne très poreuse. Fortement altérées, ces dolomies sont suspectées de jouer un grand rôle dans le stockage épikarstique de l’eau du système (e.g. Ricard et Bakalowicz, 1996 ; Plagnes, 1997, à partir de mesures géochimiques). Les mesures gravimétriques répétées de Jacob et al. (2008 ; 2010a) et de Deville et al. (2012) montrent un fort signal qui suppose une distribution relativement homogène de l’eau autour du point de mesure, ce qui fait de l’épikarst poreux une localisation toute désignée. Les mesures en surface et en profondeur de Jacob et al. (2009) et de Deville (2013) confirment cette hypothèse.
Le Larzac a également la particularité, lors d’évènements exceptionnels, de voir l’apparition de lacs temporaires. Sur le Durzon, ils se manifestent uniquement dans sa partie la plus méridionale (Figure 4.3). Ces lacs n’ont probablement aucun rapport avec les réseaux karstiques souterrains et sont interprétés comme les débordements de nombreux aquifères épikarstiques perchés et non pas comme celui d’une nappe unique, puisqu’ils montrent des vitesses de vidange et de recharge propres à chacun (Bruxelles, 1996). Plusieurs hypothèses peuvent expliquer leur localisation au sud du Bassin. Bruxelles (1996) avance l’hypothèse que les argiles à chailles pourraient imperméabiliser le fond des plaines, ou que la karstification serait plus développée au nord, près de la source, qu’au sud. La dernière
La zone étudiée