Gypse, dissolutions et effondrements

1. Définition et formation du gypse

Minéralogie

• Le gypse (CaSO4, 2H₂O) est le minéral sulfaté le plus commun dans le sous-sol, faisant partie de la famille des évaporites.
• C'est un minéral tendre (dureté de 1,5 à 2 sur l'échelle de Mohs). Il se raye avec l'ongle.
• Sa densité est de 2,3.
• Il peut également se déshydrater et former de l'anhydrite (CaSO₄).

Processus de formation

• Les formations gypseuses sont communes dans la plupart des bassins sédimentaires.
• Sa formation est majoritairement chimique, par cristallisation dans des environnements aqueux peu profonds soumis à une forte évaporation. Il peut également se former en contexte diagénétique par hydratation d'anhydrite.
• Le gypse se forme par précipitation à partir de solutions salines, souvent dans des milieux lagunaires ou des bassins évaporitiques en climat aride. Dans la séquence d'évaporation, il apparaît après les carbonates mais avant l'anhydrite et le sel.
• On le retrouve notamment dans les sebkhas, dépressions désertiques occupées par un lac salé temporaire, alimenté par le ruissellement ou la remontée de nappe, qui constituent un milieu particulièrement favorable à la précipitation des évaporites.
• En France, les gisements les plus répandus sont d'âge triasique (environ 220 millions d'années), présents en Lorraine, Jura, Provence, Alpes, Pyrénées, etc.
• D'autres formations importantes datent du Jurassique ou de l'Éocène supérieur.
• En particulier, le Bassin parisien est caractérisé par les masses de gypse du Ludien (Éocène supérieur).

Pétrologie

• Les roches gypseuses peuvent présenter des faciès variés, dont les plus courants sont le gypse saccharoïde (aspect de sucre) et le gypse albastroïde (aspect blanc laiteux).
• Les formations triasiques riches en gypse ont joué un rôle important de couches de décollement lors de la mise en place de grands chevauchements alpins ou pyrénéens. Le long des grands accidents tectoniques, elles ont été soumises à de fortes déformations, telles que des plissements marqués, des écaillages et des broyages.
  

  Gypse saccharoïde.

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2. La dissolution du gypse

• Le gypse est une roche soluble. La dissolution se produit lorsque le gypse est en contact avec une eau sous-saturée en ions Ca2+ et SO₄^2-. Pour que le processus se maintienne, un renouvellement suffisant du fluide au contact du solide est nécessaire.
• La solubilité du gypse varie avec la température, atteignant un optimum à 40°C (2,67 g/l). En comparaison, sa solubilité est environ 100 fois inférieure à celle du sel (NaCl) mais 10 à 25 fois supérieure à celle de la calcite (CaCO₃).
• Le taux de dissolution du gypse est cent fois plus lent que celui du sel gemme, mais cent à mille fois plus rapide que celui de la calcite. Cela signifie que les cavités dans le gypse se développeront beaucoup plus lentement que dans le sel, mais considérablement plus vite que dans le calcaire.

II. De la dissolution aux désordres de surface

1. Dissolution et formation des vides

Un vide se crée lorsque le gypse est en contact avec de l'eau sous-saturée et que son écoulement est suffisant pour éviter l'équilibre chimique.

Dans un premier temps, cette dissolution partielle va déstructurer le matériau en accroissant sa porosité et en fragilisant sa cohésion.

Puis des cavités vont se développer.

• Dans un aquifère : Le phénomène de dissolution se met en place là où la formation gypseuse est en contact avec l'eau sous-saturée de la nappe en écoulement. Les terrains de recouvrement doivent avoir des propriétés mécaniques suffisantes pour permettre le développement du vide.
• Via des fractures préexistantes : Les discontinuités structurales peuvent permettre à l'eau sous-saturée d'atteindre le gypse, favorisant le développement de vides en périphérie de ces fractures.

2. Mécanismes de déstabilisation et propagation

Une cavité s'effondre lorsqu'elle acquiert une taille critique, au-delà laquelle au-delà de laquelle le poids des terrains sus-jacents excède la résistance mécanique du toit et des parois.

Cette déstabilisation peut apparaître de deux manières principales :

• Par agrandissement progressif suite à une dissolution active : par des écoulements latéraux de au niveau de la nappe phréatique.
• Par des contraintes hydrauliques particulières : Des changements soudains dans les conditions hydrodynamiques, qu’ils soient naturels ou liés aux activités humaines, peuvent également déclencher la déstabilisation.
  • Baisse de la pression hydrostatique : Les pompages peuvent abaisser le niveau piézométrique, réduisant la pression hydrostatique qui soutient la cavité. Cette baisse modifie l’état de contrainte et peut conduire à sa rupture selon ses conditions de stabilité.
  • Décolmatage : Les variations du niveau piézométrique peuvent indiquer des infiltrations d'eau au niveau d'une discontinuité (faille, fissure). Cela peut se traduire par une évacuation hydraulique des matériaux colmatant d’anciennes cavités. Le vide ainsi créé n’étant plus soutenu, le toit risque de s’effondrer.
  

  Le pompage abaisse le niveau piézométrique au sommet de la cavité, ce qui peut en compromettre la stabilité et provoquer l’effondrement des terrains sus-jacents.

3. Propagation du vide jusqu'à la surface

Effondrements et Affaissements

Les phénomènes de déstabilisation des terrains peuvent se manifester en surface sous deux formes principales, les effondrements localisés (fontis) et les affaissements.

• les fontis :
  Les fontis correspondent à la formation brutale de cavités qui se propagent jusqu’à la surface. L’eau joue un rôle déterminant à toutes les étapes : dissolution des matériaux, formation de cavités, déstabilisation de la voûte des cavités, puis propagation de la rupture vers le sol superficiel. Ces phénomènes se rencontrent fréquemment dans des contextes géologiques particuliers, tels que les aquifères karstiques ou les zones affectées par des fractures préexistantes, où la circulation d’eau accentue la fragilisation.
• les affaissements se distinguent par leur caractère lent et progressif : ils surviennent lorsque les terrains de recouvrement présentent des propriétés mécaniques faibles et s’adaptent progressivement à la perte de volume en profondeur.

La différence essentielle entre effondrements et affaissements réside donc dans la vitesse du mouvement et le degré de rupture, allant du spectaculaire effondrement brutal au tassement discret mais continu.

Auto-comblement ou accélération: le rôle de l'eau dans le foisonnement

Une fois le vide créé et la déstabilisation initiée, la propagation vers la surface se produit si l'espace disponible est suffisant pour l'accumulation des matériaux éboulés sans auto-comblement.

Ces matériaux éboulés vont foisonner. Le foisonnement désigne l’augmentation de volume d’un sol ou d’un terrain meuble après sa mise en mouvement ou sa déstructuration (par exemple après un effondrement, une excavation ou une dissolution).

L'eau joue un rôle important dans la place prise par ces matériaux éboulés.

Quand ces terrains sont secs, ils se fragmentent en éléments meubles qui conservent une certaine porosité : le foisonnement est élevé et le volume occupé après l’effondrement reste relativement important. Cela peut limiter la remontée de la cavité (le fontis) jusqu’à la surface, car les matériaux « s’empilent » et colmatent en partie le vide.

En revanche, lorsque les terrains sont imprégnés d’eau, leur structure se tasse davantage : les grains se réarrangent, les vides se ferment partiellement et le coefficient de foisonnement diminue. Le volume après réorganisation est alors plus faible, ce qui laisse davantage d’espace disponible pour que le fontis puisse se propager vers le haut. C’est pourquoi la présence d’une nappe phréatique ou d’eau de percolation augmente le risque d’apparition de fontis en surface.

Le cône d'influence de la cavité

La remontée du vide jusqu’à la surface peut être accélérée lorsque, au cours de son développement, le cône d’influence de la cavité rompt la couche imperméable qui sépare deux nappes. Cela met alors en communication deux systèmes aquifères distincts. Une fois cette barrière franchie par l’effondrement, la différence de pression entre les nappes entraîne des phénomènes d’érosion et de suffosion.

Explication.

Dans un terrain gypseux ou karstique, le vide créé par dissolution tend à se propager vers la surface sous forme d’un cône d’effondrement. Si ce cône traverse une couche imperméable, il relie directement deux nappes auparavant indépendantes. Comme ces nappes ont généralement des pressions hydrauliques différentes, l’eau circule brutalement de l’une vers l’autre. Ce flux rapide mobilise les particules fines, les arrache et les entraîne, provoquant des phénomènes d’érosion interne (suffosion). Ces mécanismes fragilisent encore le terrain, élargissent le vide initial et accélèrent la remontée de l’effondrement vers la surface, pouvant aboutir à la formation d’un fontis.

3. Identifier les zones à risque

L’identification des zones à risque de formation de cavités gypseuses repose principalement sur deux critères.

• Le premier est lié au gisement, c’est-à-dire à la présence, à la profondeur et à l’épaisseur des niveaux gypseux dans le sous-sol. Plus ces formations sont continues et volumineuses, plus le risque de dissolution est important.
• Le second critère concerne le potentiel hydrodynamique et hydrochimique des eaux. En effet, la circulation d’eaux souterraines agressives vis-à-vis du gypse (eaux sous-saturées en sulfates, riches en CO₂ ou légèrement acides) favorise la dissolution, accélérant la formation de vides.

La combinaison de ces deux facteurs – disponibilité du gypse et intensité des processus de dissolution par l’eau – permet de délimiter les secteurs où le risque de cavités est le plus élevé.

Sources

• Guide Ineris
• Le fontis de Bargeron