Ce carnet explique d'où vient ce sel. Son titre en pose les quatre termes dans l'ordre du raisonnement.

La Clape est un massif calcaire de 88 km² entre Narbonne et la Méditerranée, délimité au nord par l'Aude, à l'est par le rivage, au sud par les étangs de Bages et de Gruissan. Il culmine à 214 mètres au Pech Redon. C'est un horst, un bloc soulevé entre des failles, entouré de plaines basses. Cet isolement est la clé de tout ce qui suit: ce massif est une île de calcaire dans un paysage plat, et ce que l'eau fait dans ses profondeurs est en grande partie conditionné par ce que la mer a fait autour de lui.

Le titre emploie le mot anatomie au sens propre. Comprendre ce massif suppose d'en faire la coupe: traverser les couches, les nommer, suivre ce qu'elles font, au lieu d'en rester à la surface. Sa structure interne est celle d'un système, avec des conduits où l'eau circule, des barrières marneuses qui l'arrêtent et un réservoir profond où elle séjourne. Ces parties ne se comprennent qu'une fois séparées.

Cette anatomie est possible parce que le calcaire n'est pas une masse pleine. C'est la géologie du vide: le massif est parcouru de fissures, de conduits, de cavités sculptées par la dissolution. Ce vide, invisible depuis la surface, fait du massif un réservoir. Sans lui, l'eau passerait ou ruissellerait. Avec lui, elle s'infiltre, elle circule lentement, elle séjourne. Elle a le temps de changer.

Ce changement, c'est l'empreinte de l'eau. Pas une métaphore: de la chimie. Une molécule d'eau qui a transité pendant des temps très longs dans un calcaire jurassique profond sort de cette roche avec une signature chimique qui enregistre ce séjour, lisible et vérifiable. Ces traces, les hydrogéologues savent les lire. Ce qu'ils lisent dans les sources saumâtres de la Clape est sans ambiguïté: cette eau n'est pas de la pluie récente. Elle n'est pas de la mer actuelle. C'est une eau marine ancienne, entrée dans le massif il y a bien plus longtemps, et piégée depuis lors: le chapitre "La mer enfouie" en discute l'âge.

Le parcours du carnet

Le karst qu'on peut toucher La zone accessible: épikarst, conduits actifs, sources de décharge UKU · ~50 m

C'est l'UKU, l'Upper Karst Unit, le karst supérieur. Le terme désigne un rôle, celui de karst libre qui prend la recharge, plus qu'une couche précise: on verra qu'une même roche peut le tenir ici et jouer un autre rôle ailleurs. C'est la partie du massif qu'on peut voir, toucher, explorer sans instrument. Son épaisseur est d'environ cinquante mètres en moyenne, mais ce chiffre varie selon les compartiments du horst faillé.

La peau du massif: l'épikarst

Les premiers dix à trente mètres ont un nom propre: l'épikarst. C'est la zone superficielle de l'UKU, là où la roche est encore en contact direct avec l'atmosphère.

La pluie tombe déjà un peu acide, chargée du CO₂ de l'air. Mais c'est en traversant le sol qu'elle se charge vraiment: la respiration des racines et des micro-organismes y concentre un CO₂ bien plus abondant que dans l'atmosphère. C'est cette eau-là, acidifiée par le sol, qui attaque le calcaire. Pas violemment. Millimètre par millimètre, sur des siècles. Ce travail invisible produit ce qu'on voit au sol: les lapiaz, ces rainures et cannelures gravées dans la dalle calcaire nue, et les poches de terra rossa, ce sol rouge qui s'accumule dans les anfractuosités. Ce rouge vient du fer. Le calcaire contient des traces d'oxydes de fer; quand l'eau chargée en CO₂ dissout le carbonate de calcium, elle emporte ce qu'elle met en solution et laisse ce qu'elle ne peut pas atteindre. Le fer s'oxyde au contact de l'air ou d'eaux chargées en oxygène et précipite sous forme de goethite, ocre-jaune, et d'hématite, rouge, deux oxydes de fer qui donnent à la roche sa teinte. C'est ce résidu insoluble, concentré sur place par la dissolution progressive de la roche, qui donne à la terra rossa sa couleur caractéristique. Ce que la roche ne peut pas céder à l'eau, elle le laisse là.

Ce même CO₂ fixe le pH de l'eau, à deux moments distincts. En s'infiltrant, l'eau est acide, et c'est cette acidité qui dissout le calcaire. La dissolution consomme l'acide: en attaquant le carbonate, l'eau échange ses protons contre du bicarbonate, et son pH remonte. Prélevée en puits, saturée en calcite, l'eau de la nappe se tient donc autour de 7 Khaska et al., 2013. C'est la même eau, agressive avant d'avoir dissous, neutre une fois saturée. On attendrait plus basique en terrain calcaire. Il n'en est rien, parce que le pH ne dépend pas de la quantité de calcaire mais de la pression de CO₂. Tant que l'eau reste chargée du CO₂ du sol, elle demeure proche du neutre, saturée en calcite sans être basique. Le calcaire lui donne son alcalinité, un pouvoir tampon et du bicarbonate, pas un pH élevé. La bascule vers le basique se produit à la surface, sur la roche exposée, où l'eau de suintement dégaze son CO₂ ou s'évapore. Son pH grimpe alors vers 8 à 8,5 et la calcite précipite. C'est le régime que subissent les fougères rupestres du massif, distinct de celui de la nappe (voir le carnet des fougères de la Clape). Même eau, même roche, pH opposé selon que le CO₂ reste ou s'échappe.

Sur une falaise, la limite de l'épikarst se lit à trois signes, du haut vers le bas. La teinte d'abord: sous la surface du plateau, le calcaire est beige-ocre, altéré par la dissolution et l'oxydation du fer; il passe vers le bas au gris compact de la roche fraîche. La texture ensuite: cette frange supérieure est alvéolée, creusée de cupules et de rainures verticales, quand la paroi fraîche en dessous reste plus lisse. La végétation enfin: les plantes colonisent les fissures élargies par la dissolution dans cette bande du haut. La limite de l'épikarst est la ligne où cesse l'altération et où le calcaire redevient compact.

Ces trois signes tiennent au gradient de dissolution du karst. Près de la surface, au contact du CO₂ du sol, l'attaque chimique est maximale, environ 70 % de la dissolution se faisant dans les dix premiers mètres ; les fissures y sont larges, puis s'amincissent et se raréfient vers le bas Williams, 2008. D'où le contraste qu'offre la falaise : une frange supérieure poreuse (plus de 20 % de vides) sur une roche saine compacte (moins de 2 %). Cette frange, l'épikarst, fait typiquement 3 à 10 m, davantage en terrain fracturé par la tectonique.

Il faut distinguer cette forme de sa fonction. L'épikarst peut abriter une zone saturée perchée, l'aquifère épikarstique, qui retient une partie de l'eau infiltrée au lieu de la laisser filer Bakalowicz, 2004 ; c'est ce stock qui nourrit l'égouttement des grottes entre deux pluies. L'eau s'y répartit selon trois modes : rapide par les conduits verticaux, lente et diphasique dans les fines fissures (le stock), et différée quand les fortes pluies chassent le trop-plein vers la profondeur. Sur les karsts méditerranéens de faible relief et à sol mince, voisins de la Clape, le radar situe cet épikarst dans les dix premiers mètres, épousant la topographie indépendamment du pendage (plateau du Hortus Bakalowicz, 2004). Sur la Clape même, l'épaisseur et la rétention de l'épikarst ne sont pas mesurées.

L'épikarst est aussi une zone de tri. Une partie de l'eau s'infiltre dans les fissures et conduits de l'UKU. Une partie repart en évaporation. Une partie ruisselle vers les combes. Ce tri n'est pas anodin: c'est ici que l'eau commence à prendre la signature isotopique du calcaire urgonien. Elle entre dans ce que les hydrogéologues appellent le groupe A, eau fraîche, peu minéralisée, bicarbonatée calcique. Les quatre analyses de sources de Khaska et al., 2013 la situent: conductivité de 549 à 694 µS/cm, soit 0,4 à 0,6 g/l de sels dissous, dont 25 à 43 mg/l seulement de chlorure. Le bicarbonate et le calcium en font l'essentiel: c'est du calcaire dissous, pas du sel. Elle ne sait encore rien de ce qui l'attend plus bas.

Ce que l'épikarst ne livre pas à l'atmosphère descend. L'eau qui a passé le tri rejoint les fissures et conduits de l'UKU, creusés sur des millions d'années. C'est là qu'elle prend de la vitesse.

Le karst actif: conduits, avens, sources

Plus bas dans l'UKU, l'eau a eu le temps de faire un travail plus grand. Sur des millions d'années, elle a dissous des conduits, creusé des galeries, ouvert des cavités. C'est le karst actif: celui que la spéléologie explore, celui que le randonneur aperçoit sous forme d'avens béants dans le plateau.

Ces avens ne sont pas distribués au hasard. À l'échelle du massif, ils se concentrent dans les secteurs les plus fracturés, sans que chaque aven corresponde nécessairement à une faille cartographiée. L'anticlinorium de la Clape est parcouru par un réseau serré de fractures normales à regard est, qui le découpent en panneaux s'abaissant vers le littoral Fauré, 2026. Chacun est un puits de dissolution ouvert le long d'une fracture, parfois à l'intersection de plusieurs. Tous ne s'enfoncent pas dans la même unité: sur la voûte de l'anticlinal, là où l'érosion a emporté la marne et le calcaire supérieur, ils s'ouvrent directement dans le Barrémien du LKU.

◉ Terrain

L'aven de Camplazens: un collecteur d'UKU perché

À trois kilomètres au nord, l'aven de Camplazens en donne un exemple qu'on peut parcourir. Creusé lui aussi dans les calcaires supérieurs urgoniens du Gargasien, donc dans l'UKU, il descend de 95 m depuis une entrée à +127 m NGF et débouche, vers −85 m, sur un collecteur actif: de l'eau qui coule, un amont et un aval, à environ +42 m NGF (Sevcik, 1993). Le conduit ne s'arrête pas à sec, il atteint le drainage souterrain de l'UKU, une quarantaine de mètres au-dessus du niveau de la mer. Sa chimie n'est pas connue, et l'un de ses méandres porte le nom de « Suffoqués » pour le CO2 qui s'y accumule.

Entrée de l'aven n°1 de Camplazens

Ouverture sur le plateau, à quelque trois kilomètres au nord des avens de la Ramade et de l'Hospitalet. Commune de Narbonne, domaine de Camplazens.

Ce que ça montre Un aven de l'UKU qui n'aboutit pas à un cul-de-sac sec mais à un drainage actif, perché une quarantaine de mètres au-dessus du niveau marin.

L'eau dans ce karst actif est rapide. Elle transite en semaines, parfois en mois. Lors des épisodes méditerranéens, les exsurgences réagissent en quelques heures: l'onde de pression chasse l'eau déjà présente dans les conduits, tandis qu'une fraction de l'eau nouvelle descend directement par les fractures ouvertes. Le pic de débit et l'arrivée de la pluie du jour ne coïncident pas. Elle ressort douce aux exsurgences de mi-pente, exactement là où l'UKU (le calcaire dur) prend fin et où la MMU (les marnes tendres) commence. Ce sont des exsurgences et non des résurgences: le massif de la Clape est un horst isolé, sans rivière de surface qui disparaîtrait en amont dans une perte: toute l'alimentation est pluviale directe sur les calcaires du plateau. Cette limite n'est pas abstraite: elle est visible dans le paysage. C'est la ligne où la végétation change, où une ligne verte trahit une humidité permanente.

Sur le flanc littoral du massif, les failles normales NE-SO abaissent progressivement toutes les couches vers le rivage. Dans les compartiments les plus bas, l'UKU est lui-même sous le niveau marin et ses conduits débouchent directement dans la mer. L'eau douce s'y décharge sous le niveau marin tant que sa charge hydraulique dans le massif dépasse la pression de la colonne d'eau marine: mécanisme de la relation de Ghyben-Herzberg. Ce sont les exsurgences sous-marines côtières signalées par Lespinasse et al. (1982) comme des émergences « près de la cote 0 en relation avec le niveau de la mer » Lespinasse et al., 1982. Elles n'ont pas de lien avec l'eau salée fossile du LKU: ce sont des exutoires de l'UKU actif dont le débit varie avec la pluviométrie. En charge suffisante, l'eau douce se décharge vers la mer. En étiage, si la charge s'abaisse assez, le gradient peut s'inverser et l'eau marine entrer par les mêmes conduits: c'est le risque d'inversac, possible sur ces exutoires mais non documenté dans la Clape à ce jour.

Le même phénomène, dans le compartiment oriental du massif, est documenté par le gouffre de l'Œil Doux: eau saumâtre, fluctuations liées aux coups de mer, connexion supposée avec la mer, à 1,5 km du rivage. Même mécanisme, masse d'eau différente. Il fait l'objet de la section suivante.

Ce réseau actif a une fenêtre. Un seul endroit dans le massif où la nappe de l'UKU est visible à ciel ouvert, sans forage ni équipement. C'est le gouffre de l'Œil Doux.

Le cloisonnement de l'UKU

Dans son compartiment central, l'UKU ignore ce qui se passe quatre-vingts mètres de marnes plus bas. L'eau transite en semaines, ressort propre aux sources de mi-pente, et c'est tout. Dans le compartiment oriental, c'est une autre histoire: les conduits plongent sous le niveau marin, la mer entre, et l'UKU lui-même devient saumâtre avant d'avoir atteint la MMU.

Quant aux avens de ces compartiments, que le randonneur enjambe sans y penser, aucun ne perce la MMU: là où l'UKU repose sur la marne, ils s'y arrêtent, la barrière les stoppe. Sur la voûte de l'anticlinal, où la marne a disparu, c'est différent, les avens s'ouvrent d'emblée dans le LKU. Ce qui franchit la barrière, ce sont les failles, pas les avens, et c'est par elles que l'eau marine fossile du LKU peut remonter.

La barrière qui tient tout L'unité marneuse intermédiaire, pièce maîtresse d'un système sous pression MMU · ~80 m

C'est la MMU, la Middle Marl Unit. Quatre-vingts mètres de marnes peu perméables en moyenne, qui séparent le karst supérieur du karst profond: rien de visible en surface, et pourtant la pièce maîtresse du système.

Les combes comme coupe naturelle

Le paysage de la Clape est un paysage en sandwich. Depuis le point haut, Pech Redon 214 qui domine le massif, par exemple: la lecture est immédiate: une butte témoin (Les Gueites) et un plateau calcaire blanc (Plateau de Figuières) au milieu, les failles qui l'encadrent, une dépression allongée autour (dont Vigne Longue) . Cette dépression, c'est la combe. Et la combe, c'est la MMU.

Depuis Pech Redon, août 2018

Pech Redon, 214 m, point haut du massif. C'est à proximité de ce sommet qu'a été implanté le sondage La Clape 1 en 1955: l'orifice se tenait à +172,50 m NGF, et le forage est descendu à 1 974,58 m, jusque dans le Dogger. Sous ce paysage de plateaux et de combes passe le seul trou qui ait traversé le massif de part en part. Tout ce que le carnet dira du réservoir profond vient de là.

L'eau a creusé la roche tendre là où elle affleure. Les vignes ont colonisé ces creux, pas par hasard, mais parce que les marnes retiennent l'humidité que le calcaire refuse. La topographie en cuesta qu'on lit depuis la crête n'est pas un accident de relief. C'est la lithostratigraphie rendue visible par l'érosion différentielle. Le paysage est une coupe géologique à ciel ouvert.

Ces combes, telles que Labit et Male au sud du massif, ne sont pas l'œuvre d'un seul épisode. Le niveau de base commande la profondeur d'incision. Sur la bordure languedocienne, cette incision est dominée par la surrection miocène Séranne et al., 2002. La chute messinienne y ajoute ensuite un potentiel d'incision considérable, et chaque bas niveau glaciaire quaternaire rajeunit l'entaille sans beaucoup l'approfondir. Aucun de ces épisodes n'est documenté sur les combes du massif. Le climat, lui, commande le style du façonnement. Au Messinien, l'incision est surtout mécanique et fluviatile, commandée par la chute du niveau de base ; la part de la dissolution y reste débattue, la marge côtière étant sèche quand les continents demeuraient humides. Sous le Pliocène inférieur, chaud et plus arrosé de plusieurs centaines de millimètres qu'aujourd'hui au Languedoc Fauquette et al., 1999, la dissolution du calcaire et l'altération de la marne s'accélèrent et creusent la cuesta. Sous les glaciaires quaternaires, froids, la gélifraction reprend la marne et tapisse les combes de débris; les interglaciaires humides relancent la dissolution.

Les combes qu'on voit aujourd'hui résultent donc de trois facteurs:

• Le niveau de base, du Messinien au Quaternaire, en a fixé la profondeur.
• Le contraste de roche entre marne tendre et calcaires durs les a dégagées, la marne s'usant plus vite.
• Le climat en a réglé le détail: dissolution sous les phases humides, gélifraction sous les phases froides.

Aucune source ne date Labit ni Male: ce raccordement est une lecture raisonnée à partir de l'histoire du niveau de base et du climat, donnée comme telle.

Ces combes de surface et les conduits profonds du réservoir basal sont deux karsts distincts par l'âge et la profondeur, gouvernés par le même niveau de base mais façonnés par des climats différents. On ne confondra pas le creusement des combes, polygénique, avec la mise en place du vide profond, dont la géométrie principale est messino-zancléenne. Aucune datation ne cale les combes de la Clape: ce que la forme atteste, c'est une reprise, pas un âge.

La combe montre qu'il y a une barrière, et où elle passe. Elle montre même que c'est une marne, molle, en creux. Ce qu'elle ne dit pas, c'est laquelle: le massif compte plus d'un niveau marneux. Pour savoir lequel fait barrière, et où, il faut aller à Ramade.

L'affleurement de Ramade

L'affleurement de Ramade, entre Armissan et Narbonne-Plage, est qualifié de classique par l'ASNAT Fauré, 2026: c'est un bon point d'entrée pour comprendre ce qui fait barrière dans le massif. Mais avant d'y lire la roche, il faut poser une précision, parce qu'elle change la lecture de tout ce chapitre: ce qu'on appelle MMU n'est pas la même chose selon qu'on est géologue ou hydrogéologue.

La MMU n'est pas une formation géologique. C'est une unité hydrostratigraphique: un découpage par le comportement de l'eau, pas par l'âge des roches. La synthèse hydrogéologique régionale du BRGM note d'ailleurs que pour décrire les limites d'un aquifère, les hydrogéologues emploient en général des termes stratigraphiques par commodité de langage Marchal, 1985. Le mot désigne une couche, mais ce qu'il délimite est un comportement hydraulique. La lithostratigraphie de Fauré, elle, découpe le Crétacé de la Clape par formations datées, et sa succession ne se superpose pas terme à terme à la grille hydraulique. On lit, au-dessus des Calcaires du Puech de Labade: les Marnes intermédiaires de Ramade (75 à 80 m, Aptien inférieur), puis les Calcaires moyens du Plan de Roques (55 m, Aptien supérieur), dont les Calcaires blancs du Plateau des Auzils (50 m) forment la masse et les entablements des plateaux, puis le Complexe argilo-carbonaté supérieur de Tuffarel (plus de 200 m, Aptien supérieur) Fauré, 2026. Trois termes hydrauliques pour neuf formations: le recouvrement n'a rien d'évident, mais il existe, et la notice de 1982 permet de l'établir.

Deux remarques avant de relier les deux grilles. D'abord, l'Aptien de la Clape n'a pas un seul niveau marneux mais deux: les Marnes de Ramade à l'Aptien inférieur et les marnes du Complexe de Tuffarel à l'Aptien supérieur, séparées par les calcaires du Plan de Roques. Une seule, cependant, est documentée dans le rôle de MMU: Ramade. Les marnes du Complexe de Tuffarel ne sont pas, elles, un aquitard dont on aurait établi qu'il sépare un UKU d'un LKU. Ensuite, le massif est faillé, et les sources ne rattachent pas toutes ce niveau au même étage selon le compartiment ou la coupe-type retenue, ce que la suite détaille.

Le terrain et la coupe de Khaska permettent de trancher, à condition de regarder compartiment par compartiment.

Mettre les deux grilles face à face

Une précaution avant de comparer les deux grilles: elles ne se répondent pas de la même façon partout. La coupe que Khaska trace à travers le massif, des Garrigues à la mer, montre des unités qui apparaissent et disparaissent d'un panneau à l'autre Khaska et al., 2013. L'UKU existe par endroits, manque ailleurs; la MMU affleure ici, plonge là; le LKU forme le cœur du bombement central mais s'amincit sur les bords. La Clape est un horst extrêmement faillé, et chaque compartiment a sa propre géométrie. Une correspondance unique, valable pour tout le massif, n'existe donc pas. Ce qu'on peut établir, c'est une correspondance locale, là où les trois unités coexistent et s'empilent dans l'ordre.

La MMU se laisse reconnaître sur le terrain par un indice simple: des sources de pied de falaise. L'eau de l'UKU descend jusqu'à buter sur les marnes, qu'elle ne traverse pas, et ressort au contact, en ligne, au pied de l'escarpement. Khaska décrit exactement ce mécanisme: la décharge de l'UKU se fait par une série de sources situées au contact UKU/MMU. La fiche du BRGM nomme ces exsurgences: le Rec d'Argent, le Gourp, Saint-Obre, Fontanilles, l'Hospitalet BRGM, fiche 557D. Toutes marquent la trace de la barrière marneuse sur le terrain. La présence conjointe d'une falaise calcaire, d'une ligne de sources et de marnes en contrebas est la signature de la MMU.

Sur le terrain, c'est la version Ramade qu'on touche du doigt. Là où la barrière marneuse affleure et laisse sortir ses sources de pied de falaise, la roche en place est celle des Marnes de Ramade. Les attributions plus hautes dans la série, Clansayésien de la notice, Bédoulien-Gargasien du BRGM, valent pour d'autres compartiments ou d'autres coupes-types. Aucune n'est « fausse »: elles décrivent le même rôle d'aquitard, rapporté à des étages différents selon la coupe retenue. À la Clape même, c'est Ramade qui l'assure.

Quelle que soit la marne qui tient le rôle d'aquitard selon le compartiment, le résultat fonctionnel est le même: une barrière à la circulation verticale. Ce qu'elle retient, et ce qu'elle finit par laisser passer, c'est le sujet des deux sections suivantes.

La marne, barrière plus que masse

La MMU joue le rôle d'aquitard: elle ralentit les transferts verticaux au point de les rendre quasi nuls dans les zones intactes. Pas par son épaisseur seule, mais par sa nature: des marnes, peu perméables, qui freinent l'eau là où le calcaire urgonien sous-jacent la laisserait passer. Que ces marnes soient celles de Ramade ou un niveau plus haut selon le compartiment ne change rien à la fonction.

La nuance vue plus haut compte ici. Ces 80 m ne sont pas une marne pure: les niveaux marneux de l'Aptien de la Clape comportent des intercalations calcaires, et ces interlits sont, eux, perméables. L'aquitard n'est donc pas une plaque étanche mais une couche freineuse traversée de minces niveaux transmissifs. Sa capacité à retenir l'eau tient à l'épaisseur de marne dominante, pas à une imperméabilité parfaite. C'est suffisant pour faire barrière à grande échelle, sans interdire toute circulation.

Ce qu'elle fait concrètement: elle sépare deux corps d'eau qui, sans elle, se mélangeraient. L'eau du LKU y est en charge, son niveau piézométrique se tenant au-dessus du toit du réservoir: elle tend à monter dès qu'un passage s'ouvre. La marne ne crée pas cette charge, qui vient du relief; elle l'empêche de se dissiper. Tant que la barrière est continue, les deux mondes coexistent sans se mélanger: l'eau douce de l'UKU en haut, l'eau salée fossile logée dans les parties profondes du massif en bas.

L'équilibre est dynamique, pas une frontière fixe.

Là où la barrière tombe

La MMU a des failles. Pas métaphoriquement: littéralement. Les failles lithosphériques NE-SO qui découpent le massif en panneaux percent parfois la barrière marneuse de part en part. À ces endroits, la charge du LKU n'est plus contenue. L'eau remonte. Là, la faille devient un court-circuit entre deux pressions, deux chimies, deux temps géologiques.

La MMU tient. Jusqu'à ce qu'elle ne tienne plus. Ce qui la perfore, ce sont les failles NE-SO du massif. Ce qui se trouve de l'autre côté, c'est le LKU: un karst profond que les isotopes ont appris à lire.

Le karst qu'on ne verra jamais Trois échelles de temps superposées dans le même volume de roche LKU · ~1000 m

Le LKU a deux faces, et l'une se touche. Là où il affleure sur la voûte de l'anticlinal, ou reste peu profond, il se comporte en aquifère: l'eau de pluie entre par les dalles nues et les puits agricoles la remontent. À l'aven de l'Hospitalet, ouvert vers +125 m NGF dans le Barrémien, le fond est noyé au voisinage de zéro: le Barrémien du LKU y est à l'air libre et drainé, et son eau, on peut la toucher. Sa seconde face ne se lit qu'au sondage. Sous la couverture marneuse, la même masse plonge jusqu'au réservoir basal, l'eau marine fossile ségrégée à la base de la série, vers −1 115 m au contact Jurassique/Crétacé, que seul La Clape 1 a atteint. Un millier de mètres séparent l'eau qu'on touche de celle qu'on ne verra jamais.

Même roche, deux rôles

Une précision utile avant de descendre plus loin. Ce qu'on appelle LKU commence dans les mêmes calcaires barrémiens du Puech de Labade qui forment les grands plateaux arides (Garrigue de Pech Redon) mais il descend bien plus bas. Le sondage La Clape 1 (1955) a traversé ces calcaires barrémiens sur plusieurs centaines de mètres, puis a rencontré les calcaires et dolomies du Jurassique supérieur: Kimméridgien, Dogger: Bathonien, jusqu'à la profondeur finale de 1 974 m BRGM, 1955. Des roches carbonatées dans les deux cas, mais ni le même âge (125 Ma pour le Barrémien, 150 à 175 Ma pour le Jurassique), ni la même histoire diagénétique. La différence entre LKU et UKU tient d'abord à la situation, mais elle s'accompagne dans la Clape d'une différence de roche, d'âge et de karstification accumulée.

C'est la limite de la grille de Khaska. Une unité hydrogéologique ne dépend pas seulement de la roche, mais de sa situation: enfouie et confinée, l'urgonien est un réservoir profond; affleurant et drainé, la même formation alimente le système. Cette dépendance à la situation a une conséquence qu'il vaut mieux nommer une fois. Là où l'érosion a emporté la marne et ce qui la couvrait, il ne reste plus rien à séparer: le découpage en trois n'a plus d'objet, et les calcaires du Puech de Labade tiennent alors le rôle que ceux du Plan de Roques jouent ailleurs, celui d'un karst libre qui prend la pluie et la transmet vite. C'est le cas sur la voûte de l'anticlinal, où les avens s'ouvrent dans une roche drainée; c'est le cas aussi à Fontcaude, où le Barrémien affleurant porte une eau d'UKU. Les trois unités ne désignent donc pas trois roches, mais trois positions, et elles ne se distinguent que là où la marne existe pour les séparer. La recharge de l'aquifère se fait d'ailleurs par ces 88 km² d'affleurements calcaires Khaska et al., 2013, et le LKU y prend sa part là où il affleure: une eau de pluie douce entre par ces dalles nues, et ne devient saumâtre qu'en rencontrant, en profondeur, l'eau salée ancienne déjà piégée. Le sel ne vient pas de la pluie, mais de cette eau de mer.

La roche: 125 millions d'années

La formation des Calcaires inférieurs du Puech de Labade: 300 mètres de calcaires blancs en gros bancs très compacts, datés du Barrémien (Crétacé inférieur, 125,8 à 121,4 Ma), et rapportés à sa partie supérieure à terminale par deux faunes de rudistes successives Fauré, 2026. Leur datation est permise par les foraminifères, en particulier les orbitolinidés. En surface, ce sont les grands plateaux calcaires arides de la Garrigue de Pech Redon. Mais l'âge de cette roche n'est pas un simple chiffre stratigraphique. 125 millions d'années, c'est le temps disponible pour que les circulations d'eau travaillent cette masse calcaire en profondeur: dissolution lente depuis le Crétacé, accélérée lors des grandes crises de niveau marin, quand la Méditerranée s'est asséchée. Une roche plus jeune n'aurait pas ce réseau de conduits. L'âge est la condition de l'endokarst.

Dans les affleurements, les rudistes en section (Requienia, Toucasia) sont caractéristiques du faciès urgonien. Ce sont les mêmes organismes qui composent les Calcaires moyens du Plan de Roques (Plan de Roques, Figuières) dans l'UKU, mais plus anciens, plus compacts, moins altérés. Ces mêmes bancs, enfouis de plusieurs centaines de mètres ailleurs sous la barrière marneuse, y forment le sommet du LKU, le réservoir profond confiné. Là encore, le sigle nomme un rôle, celui de karst confiné sous la marne, et non la roche barrémienne elle-même: c'est la même roche qui affleure en UKU à Fontcaude et plonge en LKU vers le rivage.

Les Crêtes et le Plan de Roques, avril 2020

À droite et au fond, le plateau du Plan de Roques, que signale la station radar: c'est de ce lieu que les Calcaires moyens du Plan de Roques tirent leur nom. À gauche et en contrebas, Les Crêtes sont taillées dans les Calcaires inférieurs du Puech de Labade. Ces deux noms sont ceux de formations, empruntés à des lieux du massif: ils disent la roche, pas l'unité hydraulique, qui dépend aussi de la position. Ici, les calcaires du Puech de Labade affleurent et sont drainés; enfouis ailleurs sous la barrière marneuse, ces mêmes bancs forment le sommet du réservoir profond confiné.

Deux avens creusés dans ce même Barrémien en donnent la mesure sur le terrain, là où la voûte de l'anticlinal a mis à nu le calcaire barrémien, marnes et calcaires supérieurs érodés. L'aven de la Ramade et l'aven de l'Hospitalet s'ouvrent tous deux vers +125 m NGF, à moins d'un kilomètre l'un de l'autre, dans les Calcaires inférieurs du Puech de Labade, le long de failles NE-SO. Le premier descend d'environ 95 m et s'arrête sec, CO2 au fond, sur une diaclase à +30 m NGF: son conduit n'atteint pas l'eau. Le second plonge jusqu'à un lac.

Ce lac est le terme de l'Hospitalet, et sa partie noyée: son niveau d'eau maximal atteint +5 m NGF, la coupe (MJC Narbonne, 1980) trace explicitement le "niveau de la mer" un peu plus bas, et le plan d'eau oscille autour du zéro marin. En cas de gros orage, l'aven engouffre le ruissellement et se met en charge en très peu de temps. Sa profondeur totale, elle, est disputée: la topographie donne −140 m, la cote officielle −152 m, d'autres estimations −150 ou −165 m (Spéléo Aude n°5, 1996). Peu importe le chiffre exact: ce que ce lac montre, c'est que le sommet de la nappe du LKU se tient au voisinage du niveau de la mer, et qu'un conduit naturel y donne accès. C'est, pour le LKU, l'équivalent de l'Œil Doux pour l'UKU: le seul point du massif où l'on atteint sa nappe sans forage. Cette unicité est une lecture, aucune source ne l'énonce.

Les deux avens encadrent ainsi cette surface: sec à +30 m NGF pour la Ramade, noyé vers zéro pour l'Hospitalet. C'est le « même roche, deux rôles » pris sur le vif: ici le Barrémien du LKU est à l'air libre et drainé, et son eau, on peut la toucher. On mesure l'étagement des deux karsts en rapprochant l'Hospitalet de l'aven de Camplazens, vu au chapitre I: là un collecteur d'UKU actif vers +42 m NGF, ici le plan d'eau du LKU au voisinage de zéro. Deux conduits, deux nappes, une quarantaine de mètres d'écart. Le rapprochement est une lecture, aucune source ne le fait. Camplazens en fournit d'ailleurs une version au même lieu: à quelques centaines de mètres de l'aven, le puits du domaine, orifice à +130 m NGF, est foré sur 184 m et classé par Khaska parmi les puits du LKU. Son fond se tient donc vers −54 m NGF, quatre-vingt-seize mètres sous le collecteur d'UKU de l'aven. Un même point du plateau donne accès aux deux karsts, l'un par une cavité naturelle, l'autre par un forage. La profondeur forée n'est toutefois pas le niveau de la nappe, que les sources ne donnent pas.

Cette eau a été analysée. Elle figure sous le numéro 6 dans Khaska et al., 2013, décrite comme conduit karstique à 125 m d'altitude et 120 m de profondeur, soit un plan d'eau vers +5 m NGF: la cote concorde avec celle que donne la topographie. Deux prélèvements, en août 2009 et avril 2010, tranchent la question. C'est de la recharge peu salée, et non un mélange avec l'eau marine fossile. Son chlorure, 39 puis 42 mg/l, est celui des sources de l'UKU. Elle est même l'eau la moins minéralisée des onze points suivis: 275 à 328 mg/l de bicarbonate et calcium, quand les sources en portent 434 à 503. Ses isotopes sont les plus légers du massif, δ¹⁸O de −7,2 et −7,3 ‰, et son rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, 0,70785 et 0,70801, est le plus proche de celui du carbonate encaissant, mesuré à 0,70744. Son nitrate, 5,6 puis 14,9 mg/l, et l'écart entre les deux campagnes achèvent le portrait: une eau récemment infiltrée, en équilibre avec sa roche et rien d'autre. Sur la voûte, le Barrémien porte donc une eau indiscernable de celle des sources de l'UKU: le principe « même roche, deux rôles » cesse ici d'être une déduction, il se vérifie dans les analyses. Et Khaska range pourtant ce point en groupe B, parmi les puits du LKU: son classement suit la position dans la pile, non le comportement de l'eau.

Aven de la Ramade , l'entrée, août 2019

Entrée sur le plateau, porte en fer scellée dans le calcaire barrémien. Commune d'Armissan, Aude.

Entrée de l'aven de l'Hospitalet, mai 2019

L'entrée s'ouvre au pied d'un ressaut rocheux, à demi masquée par un buisson, sans porte ni aménagement. Au premier plan, les blocs calcaires sont nus, ciselés de lapiaz et tachés de lichen jaune. La bouche est basse, étroite, et l'ombre y est totale dès le seuil. Rien, en surface, ne distingue cet orifice d'un simple abri sous roche. Domaine de l'Hospitalet, commune de Narbonne. Cliché JYB.

Le vide: sculpté il y a 5 millions d'années

La karstification profonde du LKU s'est intensifiée principalement au Messinien, lors du paroxysme du retrait marin (crise de salinité, 5,97 à 5,33 Ma), quand la Méditerranée s'est asséchée après la fermeture du détroit de Gibraltar. Le niveau de base a chuté lors du second stade paroxysmal de la crise, d'une ampleur que les méthodes ne s'accordent pas à fixer: de l'ordre de 1 500 mètres selon les indicateurs géomorphologiques et sismiques Hippolyte et al., 2020, de l'ordre de 850 mètres selon la modélisation isotopique du chlore Aloisi et al., 2024. Le désaccord est discuté plus bas. Quelle que soit la valeur retenue, la chute crée le potentiel karstifiable applicable aux karsts côtiers du Golfe du Lion, dont la Clape Khaska et al., 2013 Aunay & Le Strat, 2002. Les karsts côtiers se sont enfoncés profondément, creusant des réseaux de conduits dont certains, ailleurs en Méditerranée, sont restés actifs jusqu'à aujourd'hui: la Fontaine de Vaucluse en est l'exemple le plus connu. Le LKU de la Clape n'est pas de ceux-là, ses conduits messiniens ayant été noyés puis isolés de la mer. C'est au Messinien que l'endokarst profond du LKU a acquis sa géométrie principale. Le sondage La Clape 1 en donne la seule mesure directe: des niveaux très fissurés et des cavités karstiques. Leur organisation latérale en galeries n'est pas observée, elle est inférée par analogie avec les karsts côtiers messiniens. Le réservoir structural est messinien. Reste à savoir comment une chute de niveau survenue au large atteint un massif côtier. Le mécanisme est documenté sur la marge voisine: les fleuves, devenus très érosifs, ont entaillé la plateforme émergée en remontant vers l'amont, et cette érosion régressive a été guidée par la fracturation Gorini et al., 2005. Le travail est mené en mer et sur une érosion fluviale, non sur un karst; il donne le chemin par lequel l'abaissement a gagné l'intérieur, non le détail de ce qu'il a fait dans le calcaire. Ce creusement est épigène: commandé par la chute du niveau de base, depuis le haut, non par une remontée d'eaux profondes corrosives. Malgré son eau salée, la Clape n'est pas un karst hypogène; le sel qui occupe le LKU est un remplissage marin postérieur, il n'a pas creusé la roche.
Les données paléoclimatiques (isotopes marins, flores fossiles, sédiments continentaux) indiquent qu'avant et pendant une grande partie de la crise messinienne, le climat méditerranéen était plus humide qu'aujourd'hui, même si une tendance à l'aridification s'amorce à la fin du Miocène. C'est ce couplage avec un gradient hydraulique exceptionnel (à cause de l'abaissement du niveau méditerranéen) qui explique le développement des conduits.
Les fortes précipitations de l'Holocène ancien et moyen (10–6 ka BP) n'ont pas créé les grands réseaux, mais elles ont accru la recharge des aquifères, intensifié la dissolution des fissures et des conduits existants et alimenté durablement les résurgences.

Le réservoir profond n'est pas alimenté par la mer actuelle. Le LKU est un aquifère karstique non fonctionnel au sens de Bakalowicz: un réseau de drainage devenu inactif, ennoyé et coupé de la mer, qui conserve une importante capacité de stockage Bakalowicz, 1999. Cet isolement n'est pas l'œuvre du Flandrien mais du colmatage plio-quaternaire des exutoires sous-marins par les argiles marines pliocènes, postérieur de plusieurs millions d'années à la charge saline. Bakalowicz range ce type de karst côtier parmi les systèmes colmatés, plugged, par opposition aux systèmes restés ouverts sur la mer Bakalowicz, 2015. Dans la classification de Fleury, Dörfliger et Bakalowicz, ce type de système correspond au troisième groupe: karst à karstification bien développée sous le niveau marin, mais partiellement ou totalement isolé de la mer par une couverture imperméable post-messinienne Fleury et al., 2012. Le système de Thau est donné en exemple par ces auteurs; la Clape fonctionne sur le même schéma structural. L'eau salée qui occupe aujourd'hui ce réservoir est une eau marine ancienne, restée piégée quand les connexions avec la mer se sont progressivement colmatées par les sédiments plio-quaternaires Dörfliger et al., 2008 Khaska et al., 2013. Elle a probablement été introduite lors de la transgression zancléenne: son âge exact n'est pas contraint par les sources, mais l'équilibre séculaire du ³⁶Cl exclut une charge récente, flandrienne comme quaternaire.

Cet endokarst profond n'est pas accessible: à ce niveau d'enfouissement, il n'affleure pas, à la différence du calcaire barrémien dégagé sur la voûte de l'anticlinal, qu'on parcourt par les avens. Ce qu'on sait de ces niveaux profonds vient d'un seul document: le sondage La Clape 1, foré sur la commune de Narbonne par la Compagnie d'Exploration Pétrolière entre avril et novembre, pour évaluer les possibilités pétrolières du Jurassique sous la structure de la Clape BRGM, dossier 1955/105. Ce forage porte, dans la Banque du Sous-Sol du BRGM, le numéro BSS002LRAV (ancien code, avant 2017: 10613X0001) Mouret et al., 2005 ; 84 carottes en ont été remontées. Le pétrole n'y était pas, mais le sondage a révélé des niveaux très fissurés et des cavités karstiques dans le LKU, et il a livré la seule colonne stratigraphique mesurée du massif en profondeur.

Un forage donne à voir cette eau fossile sans descendre à 1 974 m. À la station INRA de Pech Rouge (BSS002LRCG, ancien code 10613X0036), un puits de 95 m capte le site 11 de Khaska et al., 2013, un aquifère de groupe C. Son eau est franchement saumâtre: conductivité stable autour de 2 900 µS/cm sur la chronique suivie depuis 1974, ce qui situe les sels dissous autour de 2 g/l (projet SALIN Fleury et al., 2022), chlorure de 17 à 20 mmol/l, soit 0,6 à 0,7 g/l de chlorure; la conductivité correspond à environ 2 g/l de sels dissous au total. Ce sel n'est pas une intrusion marine actuelle: son rapport Br/Cl est voisin de celui de l'eau de mer et son ³⁶Cl à l'équilibre séculaire, la signature d'un chlorure marin ancien, le pôle fossile du LKU. Il ne peut pas venir de la pluie sur le calcaire aptien où le puits est foré, le Complexe argilo-carbonaté supérieur de Tuffarel; Khaska l'attribue à une remontée le long des failles, mécanisme cohérent mais que ce seul forage n'établit pas. Les remontées rapides du niveau après les pluies (4 m en novembre 2021, 2,5 m en mars 2022, 5 m en janvier 2026, SALIN) montrent que la même fracturation transmet vite la recharge de surface: c'est la double signature des puits de groupe C, recharge rapide par le haut, sel ancien par le bas.
L'ampleur de ces remontées ne mesure pas une recharge abondante, mais un réservoir qui stocke peu. La porosité efficace n'y est pas mesurée. Pour ce site, le BRGM a retenu une valeur par défaut de 1 %, calée sur le bilan hydrique et proche des 0,8 % estimés au puits de Cousans Fleury et al., 2022. Avec 1 %, une remontée de 5 m correspond à 50 mm d'eau infiltrée, soit un seul épisode pluvieux. Avec une porosité de 10 %, il aurait fallu 500 mm, plus d'une année de pluie. Un aquifère aussi peu capacitif se vide aussi vite qu'il se remplit, ce qui le rend sensible aux séquences sèches. La lecture vaut pour un forage et sa chronique, elle ne dit rien d'une tendance régionale.

Les recs en eau: un héritage du niveau de base

Les combes du massif suivent les affleurements marneux. Le contraste se sent à la main: sur le plateau la roche est dure, dans la combe elle est molle, feuilletée, friable. Les Marnes de Ramade « tapissent les combes plantées de vignes », écrit Fauré, 2026. La vigne s'y est installée parce que le sol se développe sur la marne, pas sur la dalle calcaire.

La marne dit où la combe se place. Elle ne dit pas comment elle se creuse. Tendre, elle n'oppose aucune résistance: elle se délite et s'évacue, et il faut un agent pour l'emporter. C'est le rec. Le contrôle lithologique n'est du reste pas uniforme sur toute la longueur d'une combe: les parties basses, larges et adoucies, sont marneuses et cultivées, mais la tête de la combe Male est une gorge à parois calcaires verticales, dont le fond est une dalle polie creusée de marmites de géant. Ce que la marne commande, c'est la position de la combe, pas la forme qu'elle prend en amont.

Source du Gourp, épisode méditerranéen du 24 novembre 2021

Le rec en crue. L'eau est ocre, chargée de fines. C'est le régime actuel à son maximum: en été, le même lit est la plupart du temps à sec.

Mais les recs qui drainent ces combes portent des traces d'érosion disproportionnées par rapport à leur débit actuel. Des sections larges, des versants ravinés, des galets arrondis dans des combes à sec en été. Ce gabarit ne s'explique pas par les épisodes méditerranéens actuels.

La clé est dans le niveau de base, et le niveau de base, ici, c'est la mer. Au maximum du retrait würmien, le minimum eustatique global atteignait −134 m Lambeck et al., 2014. Sur la côte méditerranéenne française, l'effet isostatique local ramène ce chiffre à −105–115 m Lambeck & Bard, 2000. C'est ce niveau bas qui faisait du Golfe du Lion une plaine émergée. Un gradient hydraulique aussi élevé alimentait des sources de contact UKU/MMU bien plus actives qu'aujourd'hui, et les recs qui les drainaient avaient une capacité d'érosion sans commune mesure avec ce qu'on observe. Chaque cycle glaciaire a rejoué cette configuration. Mais une réserve s'impose aussitôt: ces reprises ne suffisent pas à expliquer le gabarit des combes. Les taux d'incision pléistocènes de la bordure languedocienne sont très faibles, et l'encart plus bas le détaille. Le bas niveau glaciaire a réactivé un tracé, il ne l'a pas créé.

Le graphique ci-dessous couvre les seuls cycles quaternaires, postérieurs de plus de 4 millions d'années à la karstification messinienne. C'est à l'échelle de ce graphique que se situe la transgression flandrienne, qui met en eau marine le karst côtier. La charge de l'eau salée profonde, elle, est bien antérieure: elle remonte probablement à la transgression zancléenne, hors du champ de ce graphique.

La remontée postglaciaire du niveau marin (transgression flandrienne) a progressivement réduit ce gradient. La courbe locale, documentée par carottage de 9 500 à 6 000 cal BP, fait passer la mer d'environ −20 m à environ −3 m NGF, avec un net ralentissement après 7500 cal BP Salel et al., 2020. Au maximum de transgression holocène, quand les rias ennoyées cernaient le massif, la Clape était une île Ambert, 1993. Cette insularité, celle de l'Insula Laci, a persisté jusqu'au Moyen Âge, le massif n'étant rattaché au continent qu'au XIVe siècle.

La dénomination latine Insula laci, île du lac, est attestée au Moyen-Âge. La réalité physique qu'elle décrit s'est effacée progressivement: au 14e siècle l'Aude se divise et amorce le colmatage des passes; au 18e siècle, canalisée au nord du massif, elle achève de fermer les derniers chenaux Fauré, 2026. Le moment précis où la Clape cesse d'être physiquement une île n'est pas daté dans les sources consultées. Les recs débouchaient alors dans des lagunes, et à mesure que la côte se colmatait, leur pente de sortie diminuait et leur écoulement perdait sa force. Mais les combes sont trop profondes pour avoir été taillées à cette époque: elles gardent la trace d'une incision bien plus ancienne, héritée de périodes où le niveau de base des recs était très inférieur à l'actuel.

Le LKU est la roche et le vide. Reste à savoir ce qui met ce vide en communication avec le jour: les failles, sujet du chapitre suivant.

Les courts-circuits Les failles lithosphériques NE-SO: elles traversent tout, elles connectent tout Failles · traversantes

Un horst faillé, panneau par panneau

Le massif de la Clape est un horst, un compartiment soulevé, extrêmement faillé. Un réseau serré de fractures et de failles normales à regard est découpe le massif en panneaux qui s'abaissent progressivement vers le littoral Lespinasse et al., 1982. C'est un ensemble de compartiments en escalier descendant vers la mer.

Les éléments les plus visibles en surface: les corniches abruptes de calcaires moyens qui surplombent les marnes (Plan de Roques, Plan de Pech Redon, Plan de la Vigie, Roc de la Castillane) et les escarpements de faille (Combe-Longue, Plan de Cabrerisse, Rec d'Argent). Ces escarpements ne sont pas des curiosités géomorphologiques: ce sont les traces en surface d'une tectonique qui connecte la surface au réservoir basal. La forme visible, elle, est jeune: comme la cuesta, l'escarpement est la faille ancienne exhumée par l'érosion différentielle, non le relief tectonique d'origine.

Ces failles portent deux qualificatifs dans les sources. Elles sont dites normales par leur géométrie: en régime extensif, le compartiment supérieur descend par rapport au compartiment inférieur, ce qui explique les panneaux basculés progressivement vers le rivage. Elles sont dites lithosphériques par leur profondeur: héritées de la distension oligo-aquitanienne (de l'ordre de 30 à 20 Ma) qui a ouvert le Golfe du Lion, marge du bassin liguro-provençal, elles traversent toute la pile sédimentaire de la surface jusqu'au Jurassique, comme le confirme le sondage La Clape 1 en montrant des zones bréchiques à plus de 1 200 m BRGM, 1955. Les deux termes décrivent les mêmes structures, sous deux angles différents.

Le mécanisme: pression contre pression

Que l'eau salée profonde soit en charge n'est pas une hypothèse ajoutée: c'est la condition qu'impose ce qu'on observe. Pour se retrouver dans des puits situés à +10 ou +22 m NGF, elle doit venir d'un réservoir dont la surface piézométrique atteint au moins ce niveau. Le pompage n'y suffirait pas: une pompe de puits abaisse le niveau de quelques mètres, elle ne soulève pas une colonne de mille mètres. Reste le relief, seul moteur disponible: le LKU prend la pluie là où il affleure sur la voûte de l'anticlinal, vers +125 à +200 m, puis plonge sous la marne, où l'eau se trouve enfermée mais pousse toujours, parce qu'elle vient de plus haut. Ce qui la retient, c'est la MMU, dont la perméabilité verticale est très faible. Tant qu'elle est continue, la remontée reste trop lente pour être sensible; elle ne le devient que là où une faille la perce.

Les failles court-circuitent cet équilibre. Là où une faille NE-SO traverse la MMU de part en part, elle crée un chemin direct entre les eaux profondes sous pression et l'UKU au-dessus. L'eau salée, dont la source est dans les parties inférieures du LKU au contact du Jurassique, n'a plus à traverser la marne: elle contourne. Elle remonte dans la fracture, qui joue le rôle d'un tube ouvert entre deux niveaux de pression différents. Ce qu'on mesure dans les puits qui interceptent ces failles, c'est précisément ce mélange: de l'eau de recharge locale, légèrement modifiée par un apport d'eau salée remontée.

Ce mécanisme est déséquilibrable. La part salée s'accentue quand la recharge faiblit, car elle dilue moins, ou quand les puits soutirent le LKU plus vite que la pluie ne le renouvelle. Les deux sont en cours dans le massif. Le pompage n'est pas la cause de la remontée: dans la lecture retenue ici, elle tient à la charge du LKU confiné combinée aux failles qui percent la MMU. Le pompage et la sécheresse n'en sont que les amplificateurs: ils accélèrent et concentrent ce qui se produirait de toute façon, à moindre débit, sans eux.

Le groupe C et son anomalie

Entre 2009 et 2011, Khaska et al. ont échantillonné onze points d'eau sur le massif et les ont classés en trois groupes selon leur chimie Khaska et al., 2013. Le groupe C est celui qui retient l'attention: quatre puits ordinaires, entre 62 et 155 mètres de profondeur, aux sites 8, 9, 10 et 11. Des ouvrages agricoles ou domestiques, rien d'exceptionnel en apparence. Mais leur eau est la plus saumâtre mesurée sur le massif: conductivité de 1 069 à 3 230 µS/cm, concentrations en chlorures de 4,5 à 20,4 mmol/l, soit 0,2 à 0,7 g/l de chlorure, quand l'eau de mer en contient 19 g/l. Rapportée à la même grandeur, l'eau de ces puits est donc à quelques pour cent de l'eau de mer.

Ces puits ne descendent pas dans le réservoir profond. Ils captent l'aquifère superficiel du LKU, entre 60 et 150 mètres. Ce qu'ils remontent est un mélange: eau de recharge locale, bicarbonatée calcique, et fraction d'eau saline venue du bas par les failles. Khaska mesure les ions et les isotopes; le taux de mélange, lui, est calculé. En posant un mélange binaire entre l'eau karstique de surface et une eau profonde salée de type Balaruc, il obtient des proportions cohérentes d'un traceur à l'autre: 3 à 16 % d'eau profonde dans le groupe C, 0 à 3 % dans le groupe B. Ce pôle salin est bien moins concentré que l'eau de mer: le pourcentage ne s'applique donc pas aux 29 g/l du sondage. Le reste est de l'eau douce récente.

La carte de Khaska donne la position des sites, mais sa légende précise qu'elle ne figure ni les failles ni les chevauchements. Reportés sur la carte géologique BRGM, qui les figure, ces sites se placent dans les compartiments les plus abaissés vers l'est, là où les failles NE-SO sont les plus denses et les plus profondes, donc les plus à même de connecter le LKU au réservoir sous-jacent Lespinasse et al., 1982. Cette superposition est une lecture de ce carnet, cohérente avec le mécanisme de remontée par faille.

Le chemin, pas l'origine

Les failles expliquent le chemin. Elles n'expliquent pas l'origine. On sait que l'eau salée remonte par des fractures NE-SO, que sa concentration dans les puits dépend de la distance aux failles et de l'état de la recharge. Ce qu'on ne sait pas encore, c'est ce qu'est cette eau salée: d'où vient-elle, depuis combien de temps est-elle là, et comment la chimie peut-elle le prouver ?

Le sondage de 1955 a remonté de l'eau salée à 29 g/l depuis 1150 mètres de profondeur. Les isotopes ont écrit dans cette eau l'histoire de son piégeage, lisible pour qui sait les lire.

La mer enfouie Le réservoir basal fossile: ce que la chimie des isotopes lit dans ce qu'on ne peut pas voir Réservoir · > −1000 m NGF

Une donnée du sondage mérite pourtant d'ouvrir ce chapitre, parce qu'elle transforme une estimation en mesure. Le log de La Clape 1 place le toit du Jurassique supérieur à 1 287 m sous la plateforme de forage, soit environ −1 115 m NGF, et le Dogger à partir de −1647 m BRGM, dossier 1955/105. La synthèse récente du BRGM sur la Narbonnaise reprend cette colonne en profondeur de forage, Jurassique de 1 287 à 1 819 m et Dogger de 1 819 à 1 975 m Fleury et al., 2022. L'eau salée profonde porte une signature isotopique de calcaires jurassiques. La fourchette de profondeur du réservoir basal, −1000 à −1500 m, n'est donc pas une simple hypothèse: c'est l'intervalle où le sondage a effectivement rencontré ces calcaires. La chimie et la stratigraphie pointent le même étage, par deux chemins indépendants.

L'eau salée a été remontée en 1955

Il y a mieux qu'une déduction. En cherchant du pétrole, les opérateurs de 1955 ont testé la production des niveaux profonds, et ce qu'ils ont remonté n'était pas du pétrole: c'était de l'eau salée. Les essais figurent au bas du log, et ils donnent à l'eau salée du chapitre une existence physique, échantillonnée près de soixante ans avant l'étude isotopique.

Trois lectures sortent de ce tableau. D'abord, l'eau salée profonde n'est pas une inférence: elle a coulé, on l'a recueillie, on en a mesuré la teneur en sel. Le réservoir basal du carnet existe au sens le plus concret. Ensuite, cette teneur varie selon les niveaux: 29 g/l dans la couche à très faible perméabilité, 24,5 g/l dans le niveau inférieur. Mais ces chiffres appellent une réserve immédiate: l'essai est en open-hole, c'est-à-dire sans tubage isolant les différents niveaux aquifères. L'eau remontée est un mélange de toutes les venues rencontrées sur la section forée: eau moins salée des niveaux supérieurs incluse. Les 29 g/l et 24,5 g/l sont donc des valeurs de mélange, pas des mesures d'un niveau unique. L'eau salée basale est probablement plus concentrée que ces chiffres ne le suggèrent. Affirmer qu'elle est inférieure à l'eau de mer normale (~35 g/l) serait prématuré: c'est possible, mais ce n'est pas ce que l'essai démontre directement. Ce qu'on peut dire sans réserve, c'est que ces valeurs sont très loin d'une saumure d'évaporite, qui dépasserait 100 g/l, ce qui affaiblit l'hypothèse de dissolution d'halite triasique: exactement la conclusion que Khaska et al. (2013) confirmeront par les isotopes Khaska et al., 2013. Enfin, la perméabilité est faible et irrégulière: une section testée donne 29 g/l, une autre 24,5 g/l, la dolomie vacuolaire du Jurassique supérieur, pourtant nommée pour ses vides, ne donne rien (essai 5, 1 742–1 763 m). Le Dogger, lui, n'a pas été testé: aucun essai sous 1 819 m. Le réservoir n'est pas un lac homogène, c'est une mosaïque de niveaux dolomitiques plus ou moins fissurés, séparés par des bancs étanches. L'eau salée occupe les vides connectés, pas toute la roche.

La pression de couche notée faible mérite une réserve. En 1955 le massif n'était pas encore sous tension de pompage agricole. Lire ces essais comme un état de référence, antérieur aux prélèvements modernes, serait tentant, mais les annotations sont trop sommaires pour en faire un point de comparaison quantitatif.

Ce que la chimie établit, et ce qu'elle ne date pas

Avant de dire quand la mer est entrée, disons ce que la chimie établit sans réserve. Le pôle salin profond de la Clape est une eau marine ancienne, qui a longuement séjourné dans le calcaire jurassique et s'est mise à l'équilibre chimique avec lui. Son chlorure porte la signature du ³⁶Cl à l'équilibre séculaire dans la matrice carbonatée: il y réside depuis plus de 1,5 million d'années. Les rapports ³⁶Cl/Cl sont ceux mesurés par Khaska et al., 2013, qui s'en sert pour caractériser le pôle salin et non pour le dater; leur lecture en termes d'équilibre séculaire, et la borne d'âge qui en découle, appliquent la méthode exposée par Aquilina et al., 2002. Ce n'est pas de l'eau de mer actuelle, et le rapport Br/Cl écarte une saumure d'évaporite triasique. C'est le même pôle profond que celui de Balaruc. Tout cela est solide. Ce qui ne l'est pas, c'est la date d'entrée: les isotopes fixent la nature de l'eau, pas l'âge de son piégeage.

Aucun de ces traceurs ne date la salinité. Ils bornent l'âge du chlorure, ils identifient son origine, ils décrivent la roche traversée. La reconstruction zancléenne est l'intersection de ces contraintes, plus la parcimonie. Ce n'est pas une mesure.

Les traceurs séparent trois sources de sel

Les mêmes traceurs qui écartent la mer actuelle et la pluie récente servent à identifier ce qui reste. Ils désignent une eau, et ils montrent qu'il n'y a pas une source de sel mais plusieurs.

Au-delà de ces exclusions, les isotopes du strontium caractérisent positivement le pôle salin. Le rapport Sr/Mg des eaux saumâtres, de 0,004 à 0,007, rejoint celui de l'eau salée profonde de Balaruc, 0,004, et s'éloigne nettement de celui du calcaire, 0,022 ; quand la salinité monte de la saison humide à la saison sèche, la signature dérive vers Balaruc, pas vers la mer actuelle. Le pôle salin est donc une eau profonde de type Balaruc, présente en faible proportion, de l'ordre de 16 % au maximum dans les eaux les plus chargées. Le mot « type » compte. Le pôle que Khaska retient pour son calcul est une eau de Balaruc titrant environ 5 g/l de sels, alors que le sondage La Clape 1 a ramené 24,5 et 29 g/l. La signature chimique et l'origine sont communes, la concentration ne l'est pas. Les 3 à 16 % se rapportent donc à ce pôle de référence: contre une eau à 29 g/l, la salinité observée dans les puits ne demanderait que 4 à 5 % de mélange. Ce que le pourcentage mesure est une proportion relative à un étalon régional, non la fraction exacte venue du réservoir basal. La Clape et Balaruc relèvent d'un même phénomène régional, celui des eaux salées profondes anciennes, non de la transgression holocène. Khaska et al. avancent au conditionnel une introduction de ce sel lors de la transgression flandrienne, l'eau ayant ensuite évolué par interaction avec les calcaires jurassiques et crétacés Khaska et al., 2013. Isolement n'est pas inertie: une eau confinée continue d'échanger avec sa roche, et les eaux les plus chargées de la Clape approchent d'ailleurs la saturation en dolomite, quand les eaux douces en restent loin. Cette clause sauve la signature du strontium, qui se ré-équilibre avec la roche, mais pas celle du chlorure. L'encart ci-dessus l'a établi: à l'équilibre séculaire, le ³⁶Cl impose un séjour supérieur à 1,5 million d'années, ce qu'une entrée flandrienne ne peut pas produire. Le carnet s'écarte de Khaska sur ce point, et sur ce point seul.

Un point mérite d'être ajouté ici, qui concerne non le LKU mais l'environnement de surface. Les eaux karstiques de l'UKU autour du massif ne résultent pas d'un simple mélange à deux pôles, eau douce contre eau marine. Un troisième facteur intervient: les évaporites oligocènes du bassin de Narbonne-Sigean, notamment les gypses anciennement exploités à Malvési, enrichissent la nappe alluviale de l'Aude en sulfates et en strontium. Cette nappe est connectée hydrauliquement à l'aquifère karstique du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur. Résultat: une partie des eaux karstiques de l'UKU porte la signature des évaporites oligocènes, par mélange interposé avec la nappe alluviale, et non par contact direct avec un sel ou une saumure Pons, 2008. Cette troisième composante est précisément ce qui rend les traceurs de Khaska et al. nécessaires: sans le rapport Br/Cl et les isotopes du strontium, il serait impossible de séparer les trois sources de salinité qui coexistent à l'échelle du système.

L'eau fossile profonde est en charge. Le mécanisme qui la maintient en place, et ce qui le déséquilibre, ont été décrits au chapitre des failles: tant que la MMU intacte tient, l'eau salée reste en bas; là où une faille perce la marne, elle remonte, et le soutirage du LKU comme la baisse de la recharge accentuent ce mouvement.

La baisse de la pluviométrie aggrave le déséquilibre: moins de recharge, donc moins d'eau douce pour diluer le sel qui remonte. Et cette recharge est limitée à 88 km² de karst affleurant, une surface minuscule pour un massif de cette taille.

Ce massif a piégé de la mer. Il la restitue lentement, sous pression, par les chemins que la géologie lui laisse. L'eau salée que les puits saumâtres remontent aujourd'hui a attendu des millénaires dans l'obscurité. Le pompage agricole et la sécheresse n'ont pas créé ce sel: ils ont déplacé un équilibre bien plus ancien qu'eux.

Comment la mer entre dans le karst côtier

Le réservoir profond n'est pas la seule porte du sel. La transgression flandrienne a façonné la configuration côtière actuelle du massif : entre 9500 et 6000 cal BP, la mer remonte, cerne la Clape de rias et en fait une île Salel et al., 2019. À mesure qu'elle submerge les exutoires karstiques côtiers, la charge hydraulique s'inverse : la pression marine finit par dépasser celle de l'eau douce, et l'eau de mer est forcée dans les conduits côtiers ouverts sous son niveau. Ce mécanisme, valable pour toute transgression, commande aujourd'hui la salinité côtière et le risque d'inversac, distinct de la charge ancienne du réservoir profond.

Après 6000 cal BP la remontée ralentit, sans jamais dépasser le niveau actuel Salel et al., 2020. La progradation des deltas et le comblement des rias scellent alors les connexions entre la mer et le karst côtier Anthony et al., 2014 Fleury et al., 2022 : ce qui avait été mis en eau marine se retrouve coupé de la mer, non par une baisse du niveau marin mais par la fermeture sédimentaire des accès. C'est cette porte littorale, et non le réservoir profond, que les forçages à venir viennent rouvrir.

Remonter Épilogue

Ce carnet a décrit une anatomie. Il n'a pas décrit un état stable.

L'eau salée est en bas depuis la charge zancléenne, sous pression, maintenue en place par une membrane de marne de quatre-vingts mètres d'épaisseur en moyenne. Ce confinement profond ne doit rien à l'Holocène: la fermeture sédimentaire des accès du karst à la mer, vers 6 000 cal BP, a scellé la porte littorale de l'UKU, pas le réservoir basal. Ce qui a changé depuis quelques décennies, c'est la recharge, mais pas sous la forme d'un simple déficit de pluie. Khaska et al. rapportent un recul de la pluie annuelle de 800 à 350 mm sur une décennie Khaska et al., 2013, mais ce chiffre tient à une seule station sur dix ans. La série longue de Narbonne, 1950-2024, le replace dans une variabilité ancienne Météo-France, 1950-2024: les décennies 1950 à 1970 ont compté autant d'automnes secs que la période récente. Le déplacement réel est ailleurs, dans le calendrier et la demande évaporatoire: les premières pluies d'automne arrivent plus tard et l'évaporation monte, de sorte qu'à cumul égal l'eau utile à la recharge diminue.

Khaska et al. citent deux autres facteurs d'aggravation future que nous n'avons pas développés: la hausse des températures et la remontée du niveau marin Khaska et al., 2013. La hausse des températures agit d'abord sur le calendrier: des étés plus longs étirent la saison sèche, et c'est précisément en été que le pôle salin contribue le plus aux eaux du massif. La fenêtre annuelle de vulnérabilité s'allonge d'autant. La remontée du niveau marin agit, elle, sur la voie littorale: une mer plus haute relève la charge marine aux exutoires côtiers de l'UKU, ce qui rapproche le seuil d'inversac et renforce le mélange dans les compartiments abaissés. La remontée par failles, elle, dépend du différentiel de pression interne, pas du niveau marin, et reste peu sensible à ce facteur. À déficit de recharge égal, ces forçages littoraux abaissent le seuil au-delà duquel la salinisation deviendrait irréversible.

Ce que les puits du groupe C mesurent n'est pas un phénomène naturel figé. C'est un système en déséquilibre croissant. La fraction d'eau salée dans ces puits a augmenté entre les différentes campagnes de Khaska (2009–2011): les valeurs les plus hautes sont les plus récentes. Pas une tendance confirmée sur le long terme, mais un signal à surveiller.

Glossaire Termes techniques définis dans ce carnet

Références bibliographiques Sources primaires et travaux cités