Introduction

1L’Estonie est située dans la zone de transition des régions maritimes de la mer Baltique et des régions au climat continental [Cfb et Dfb selon la classification des climats de Köppen-Geiger (Kottek et al., 2006)], le climat frais et humide prédomine. La quantité annuelle moyenne de précipitations (727 mm) dépasse le taux moyen d’évapotranspiration (430–450 mm selon Kink, 2007) en Estonie. Ainsi, il y a un excédent important de réalimentation pour le développement des ressources d’eaux souterraines suffisantes. Par conséquent, les eaux souterraines font partie des sources d’eau potable les plus importantes. Le contexte hydrogéologique de l’Estonie est déterminé par son emplacement dans la partie nord-ouest de la plateforme de l’Europe de l’Est. En Estonie, les zones basses de la plateforme sont composées de roches sédimentaires du Néoprotérozoïque et du Paléozoïque. Les roches carbonatées du Silurien et de l’Ordovicien affleurent sur la partie nord de la plateforme en Estonie, en formant de larges plateaux (figure 1). Les roches carbonatées étendues abritent des aquifères peu profonds, essentiellement non confinés, du système aquifère Silurien-Ordovicien, qui représentent 33 % des eaux souterraines captées dans le pays (Olesk, 2016). Tout en fournissant une source vitale d’eaux souterraines potables, les aquifères carbonatés présentent également une karstification étendue, ce qui entraîne souvent des problèmes dans la gestion de l’eau. Un bref aperçu du développement, de la répartition et des particularités du karst en Estonie est présenté dans la suite de cet article. Toutes les régions karstiques les plus importantes d’Estonie seront traitées sous l’angle de leurs caractéristiques les plus spécifiques.

Le développement et la répartition du karst en Estonie

2Des glaciations répétées pendant la période du Pléistocène ont certainement entraîné la destruction de la majorité des formations karstiques pré-glaciaires. En effet, il a été estimé que les glaciers ont érodé une strate épaisse de 50-60 m de la surface de la roche mère (Makkaveyev, 1976 ; Isachenkov, 1982). Cependant, dans de nombreux cas, les formations karstiques interstadiales et même stadiales se sont sûrement développées et ont survécu (Heinsalu, 1977, 1978a, 1980, 1984, 1987 ; Karukäpp, 2005), et auraient pu former dans certains cas la base de la karstification durant l’Holocène. Cette dernière était plus susceptible de se produire près des anciennes vallées enfouies, dont on estime (Puura, 1980) qu’elles se formaient déjà durant le Paléogène tardif. Les rares apparitions de paléokarst datant du milieu de l’ère du Paléozoïque jusqu’au Paléogène et au Néogène peuvent être constatées dans les mines de schiste bitumineux au nord-est de l’Estonie et ailleurs (Heinsalu, 1977 ; Bauert, 1989 ; Pirrus, 2007 ; Sõstra et Kallaste, 2008 ; Sokman et al., 2008 ; Kelp, 2014). On peut supposer que la période de karstification en cours a débuté juste après le retrait de la dernière glaciation du Pléistocène (il y a environ 10 000–14 000 ans) et la régression progressive de la mer Baltique durant l’Holocène (Pirrus, 2007). Ainsi, la plupart des karsts actifs aujourd’hui sont assez jeunes et de taille modeste par rapport aux zones de karst les plus célèbres du monde.

3La distribution spatiale et l’intensité du phénomène karstique en Estonie sont principalement contrôlées par l’ampleur des accidents tectoniques et par les caractéristiques lithologiques de la roche hôte, mais également par le type et l’épaisseur de la couverture du Quaternaire recouvrant la roche mère (Heinsalu, 1967, 1977a). Verticalement, la karstification est la plus développée à 5–10 m de profondeur mais peut atteindre 30 m dans certains cas (Heinsalu, 1967, 1977a). Dans les collines de Pandivere et dans les zones de failles tectoniques, la karstification peut atteindre des profondeurs allant jusqu’à 75 m (Bauert et Kattai, 1997 ; Karst ja allikad…, 2002). Par conséquent, la karstification ne s’est pas développée uniformément sur tous les affleurements de roches carbonatées (figure 1). En se basant sur l’importance et l’abondance du phénomène karstique, Heinsalu (1977a) et Kink (2006) ont distingué six régions karstiques en Estonie (figure 1) : Kohila, Pandivere, Kohtla-Järve, le nord du comté de Pärnu et l’archipel ouest estonien. Dans une moindre mesure, les roches carbonatées du Dévonien supérieur affleurant dans le sud-est de l’Estonie présentent de la karstification ; c’est pourquoi la région karstique du sud-est de l’Estonie a également été distinguée par Kink (2006). Bien que non différentiée auparavant, Adavere-Põltsamaa est une autre région karstique avoisinant les collines de Pandivere au sud qu’il convient de noter (région 7* dans la figure 1).

4Le soulèvement néotectonique post-glaciaire et la régression de la mer Baltique durant l’Holocène ont déterminé où la karstification pouvait commencer. Ainsi, il y a probablement eu une différence notable de plusieurs milliers d’années entre le début de la karstification du sud de l’Estonie et des collines de Pandivere par rapport aux plaines de l’ouest de l’Estonie (Heinsalu, 1977a). Par conséquent, le karst dans les plaines de l’ouest de l’Estonie et dans les îles situées à l’ouest est généralement le plus récent. Au contraire, les collines de l’ouest de Saaremaa (54,5 m au-dessus du niveau marin) avaient déjà émergé de la mer Baltique après le drainage du lac proglaciaire Baltique (Saarse et al., 2007, 2009), ce qui signifie que le karst a eu plus de temps pour se développer par rapport au reste des plaines de l’ouest de l’Estonie. Il peut également y avoir quelques exceptions particulières comme dans le cas du système karstique de Salajõe, situé au nord-est de la baie d’Haapsalu (figure 1) dans les plaines de l’ouest de l’Estonie. Le système avec une capacité de débit de 1,7 m³/s selon Heinsalu (1984) présente une reculée impressionnante de 600 m de long et jusqu’à 100 m de large et de multiples sources permanentes de niveau de base et de sources intermittentes de débordement. Comme l’altitude du système n’est que de 1 à 7 m au-dessus du niveau marin, il était encore submergé sous la mer Baltique il y a environ 2000 à 3000 ans (Saarse et al., 2003). Il s’agit donc probablement d’un exemple de système karstique qui se développe à partir d’un vestige préglaciaire.

La topographie de type cuesta et les tourbières

5Dans le contexte topographique relativement plat de l’Estonie, les formations karstiques se sont généralement développées près du pied des plateaux rocheux, des escarpements, des collines et des vallées ensevelies taillées dans le roc qui fourniraient une circulation verticale cruciale pour la karstification (Heinsalu, 1977a ; Pirrus, 2005). De plus, la combinaison de la légère pente descendante vers le sud [0.15° à 0.19° selon Puura et Mardla (1972) et Puura et al. (1999)] de la strate de roche mère monoclinale, des érosions glaciaires à répétition, du soulèvement néotectonique de la croûte terrestre, des fluctuations importantes du niveau de la mer et des phénomènes côtiers durant l’Holocène a entraîné le développement et l’accentuation de la topographie de la roche-mère de type cuesta (Tavast, 1997 ; Tuuling, 2009). Les crêtes de l’escarpement à peu près orientées vers l’E-O ou le NE-SO, dont chacune présente une paroi d’escarpement au nord plus abrupte et une pente d’inclinaison au sud plus légère, forment un système de « cascade » descendante de cuestas vers le N-NO à travers les affleurements calcaires. Ce dernier, ainsi que d’autres formes de relief positives de roche mère, ont établi les bases topographiques du développement du karst en Estonie.

6Durant l’Holocène, les conditions climatiques et la topographie plate ont favorisé la formation de tourbières en Estonie, qui se sont étendues sur environ 22 % de la surface du pays (Orru, 1992 ; Ilomets, 1997 ; Masing et al., 2000). Les tourbières, en particulier les tourbières hautes successives, joueront également un rôle important dans le développement du karst estonien durant l’Holocène. Dans un premier temps, les tourbières fourniraient une source abondante de réalimentation chimiquement agressive à la majorité des rivières karstiques (Kink et al., 1998) sur les affleurements calcaires. Plus tard, à mesure que les tourbières hautes devenaient plus épaisses, elles pouvaient aussi devenir des divisions locales ou même régionales des eaux souterraines, donnant une charge hydraulique élevée pour les zones environnantes.

7Bien que n’ayant pas encore fait l’objet d’une étude détaillée, l’auteur fournit ci-après un scénario probable de la façon dont le soulèvement néotectonique de la croûte terrestre et la formation de tourbières ont affecté le développement karstique dans la topographie de type cuesta de l’Estonie. Le taux de soulèvement de la croûte terrestre [environ 3 mm par an selon Vallner et al. (1988) et Ekman (1996)] est plus élevé au NO qu’au SE de l’Estonie [de 0 à -1 mm par an selon Ekman (1996)]. Il y a donc une inclinaison progressive de la croûte terrestre perpendiculaire à l’axe d’articulation NE-SO de la plateforme (selon Miidel et Vaher, 1997, l’angle d’azimut de l’inclinaison est compris entre 130 et 155° comme le montre également la figure 2). En raison de l’inclinaison de la surface, les lacs initiaux (dans le cas de tourbières limnogènes) et les tourbières successives ont pu être progressivement « emprisonnés » à l’extrémité des pentes d’inclinaison S-SE des cuestas. Par conséquent, le drainage de surface initial a été contraint de franchir graduellement le front de cuesta pour atteindre leur niveau de base. Si les conditions préalables étaient favorables, le cours d’eau de surface initial développerait un réseau de drainage karstique souterrain.

8Le cas des zones karstiques de Tuhala et d’Aandu situées dans la région karstique de Kohila pourrait illustrer le scénario susmentionné (figures 2, 3). Au cours des dernières années, le fonctionnement hydrologique, hydraulique et hydrochimique de la zone karstique de Tuhala a été soigneusement étudié (Koit, 2016a, 2016b ; Koit et al., 2017 ; Koit et al., 2018). La zone karstique de Tuhala comporte une vallée à la surface sèche (1 dans figure 3a) située à l’O-NO du groupe de sources permanentes actuellement actives (3 dans figure 3a). Un groupe de sources de débordement intermittentes (2 dans figure 3a) est situé entre la vallée sèche et le groupe de sources permanentes. De telles conditions sont probablement le résultat de l’inclinaison néotectonique progressive de la croûte terrestre qui a d’abord contraint le cours d’eau de surface initial (1 dans figure 3a) à rechercher progressivement un chemin de drainage plus efficace vers le niveau de base, dans la vallée de la rivière Pirita (figure 2). Par conséquent, la rivière Tuhala a trouvé un nouveau chemin de drainage grâce au système karstique (2 dans figure 3b). Au fur et à mesure que l’inclinaison s’est accentuée, le chemin d’écoulement préférentiel du karst s’est graduellement déplacé vers le NE-E jusqu’à son niveau de base actuel dans la vallée de la rivière Pirita, laissant la source principale précédente servir de source de débordement. Il est également intéressant de noter le déplacement progressif en amont du puits principal du système (figures 3a, 4).

9Bien que n’ayant pas fait l’objet d’une étude détaillée, la zone karstique d’Aandu (figure 3b) située à environ 14 km à l’O-SO de Tuhala, présente des caractéristiques similaires à la zone karstique de Tuhala d’après les observations à distance et sur le terrain. Tout d’abord, il y a la célèbre vallée sèche avec des sources d’écoulement dans la partie aval (1 dans figure 3b ; figure 4). Tout comme dans la zone karstique de Tuhala, le drainage karstique principal s’est déplacé vers le niveau de base local au NE en raison de l’inclinaison progressive de la croûte terrestre (2 dans figure 3b). Il est donc raisonnable de supposer que des forces similaires par rapport à la zone karstique de Tuhala ont généralement affecté le développement de la zone karstique d’Aandu.

Les collines de Pandivere - le saint-Graal du karst estonien

10Les collines de Pandivere (avec une hauteur maximale de 166 m au-dessus du niveau marin) sont l’une des régions les plus karstifiées de l’Estonie (Figure 1) (Heinsalu, 1963a, 1967, 1977a). Il y a plus de 350 occurrences documentées de karst dans les collines, le plus souvent des dolines, des reculées et des sources (Karst ja allikad..., 1994). Le karst dans les collines s’est vraisemblablement formé sur les vestiges préglaciaires. Les tourbières n’ont pas eu une incidence aussi importante sur le développement du karst durant l’Holocène dans les collines qu’en Basse Estonie. Une roche mère très fracturée et karstifiée, une couverture mince du Quaternaire, une altitude relative élevée et une zone vadose épaisse sont favorables à une infiltration intensive des précipitations et des eaux de surface. Ainsi, il y a très peu de rivières de surface, de lacs et de tourbières dans la partie centrale des collines, couvrant une surface d’environ 1375 km² (Pandivere…, 2006). Cependant, la particularité des collines est l’incidence élevée de lacs karstiques intermittents formant parfois des séquences complexes de systèmes reliés hydrauliquement comme les lacs karstiques intermittents de Jalgsema, Assamalla, Võhmetu-Lemküla-Porkuni, Saksi, Roosna et Savalduma (figure 5) (Joonuks, 1974).

11Les collines de Pandivere constituent une importante division des eaux souterraines régionales, couvrant une superficie d’environ 5440 km² (Eipre, 1987). L’infiltration est rapidement transférée vers les ceintures d’importantes sources de débordement et d’écoulement entourant les collines. Il y a plus de 200 sources ou groupes de sources riches en eau répartis sur trois zones à différentes altitudes sur les pentes des collines de Pandivere (Heinsalu, 1977b). Au total, ces sources principalement autogènes rejettent environ 250 millions de m³ d’eaux souterraines par an (Aruja et al., 1976). De plus, ces sources riches en eau forment les têtes de bassin d’un grand nombre de rivières majeures de l’Estonie du nord.

12Au contraire, de bonnes conditions de drainage dans les collines favorisent également les activités agricoles intensives. En raison de l’utilisation généralisée des engrais et des pesticides, les valeurs-seuils de sécurité pour les contaminants agricoles dans les eaux souterraines peu profondes des aquifères carbonatés karstifiés sont très souvent dépassées (Aruja et al., 1976 ; Leisk, 2017 ; Leisk et Rebane, 2018). Afin de mettre en place des mesures spéciales de protection de l’eau pour faire face à la pollution agricole dans les collines, la Zone Vulnérable aux Nitrates de Pandivere et d’Adavere-Põltsamaa a été créée en 2003 (Pandivere..., 2006). Bien que la gestion des eaux usées domestiques dans les collines se soit beaucoup améliorée depuis le retour à l’indépendance de l’Estonie en 1991, elle présente toujours des défis en raison des conditions hydrogéologiques complexes et du traitement inefficace des eaux usées dans les petites villes et les villages dispersés (figure 5) (Koit et Vainu, 2017).

Le karst technogénique dans la région karstique de Kohtla-Järve

13La région karstique de Kohtla-Järve qui coïncide avec la région montagneuse de Jõhvi (81 m au-dessus du niveau marin) (figure 1) dans le nord-est de l’Estonie a aussi rencontré un impact anthropique important. Au moins 49 apparitions de karst ont été recensées dans la région et sont communément associées avec les nombreuses zones de failles rencontrées dans la roche mère (Heinsalu, 1977a, 1978b ; Kink, 1997). Dans la région, les schistes bitumineux ont été minés à la surface et sous la surface pendant plus de 100 ans. Les activités minières ont été accompagnées par le pompage et le drainage intensifs des aquifères carbonatés peu profonds accueillant les schistes bitumineux, ainsi que par un effondrement des chambres de mines abandonnées, par une modification importante de la topographie de la surface et par une altération du réseau hydrographique (Bauert et Kattai, 1997 ; Perens et Vallner, 1997 ; Toomik et Liblik, 1998 ; Gavrilova et al., 2005 ; Perens et al., 2006).

14Des décennies de minage ont nui à l’hydrodynamique naturelle de la surface de l’eau et des aquifères carbonatés peu profonds de la région de Kohtla-Järve, provoquant la formation du karst prétendument anthropique ou technogénique (Gavrilova et al., 2005 ; Perens et al., 2006). Un exemple typique du karst technogénique pendant la phase de minage est l’assèchement des sources karstiques et des courants à la surface (Heinsalu, 1978b). Quand le drainage est arrêté, la combinaison du niveau de la nappe phréatique en récupération et de l’inondation progressive du réseau étendu des mines souterraines avec des surcharges fissurées et fragilisées peut mener à l’apparition de dolines d’effondrement à la surface, d’une porosité secondaire et tertiaire accentuée de façon anthropique et de nombreuses sources de débordement spontanées et artificielles (Sepp, 2017).

15Des décennies d’eaux d’exhaure et de déversement des eaux usées des industries dans les plans d’eau et dans les aquifères peu profonds ont nui à l’hydrochimie des eaux de la région (Vallner et Sepp 1993 ; Gavrilova et al., 2005). Bien que située juste en dehors de la frontière ouest de la région karstique de Kohtla-Järve, le bassin versant de la rivière Purtse montre l’impact de l’industrie du schiste bitumineux. Depuis le début du 20^e siècle, la rivière Purtse et ses affluents ont reçu l’exhaure, les eaux usées non traitées venant de l’industrie du schiste bitumineux et des lixiviats provenant des décharges de semi-coke (Jürgenson, 1958 ; Pahkla, 1969 ; Gavrilova et al., 2005 ; Tamm, 2008). Un affluent nommé rivière Erra pénètre en fin de course dans le système karstique Uhalu (figure 1) dans son cours inférieur, pour se déverser dans la rivière Purtse, à 400 m à l’est du puits. Un autre affluent de la rivière Purtse, la rivière Kohtla, est aussi connu pour sa perte d’eau vers les mines souterraines de Kohtla (Heinsalu, 1978b) au travers de nombreux ponors. Comme la pollution dans les courants à la surface est restée pendant des décennies (figure 6) (Tamm, 2008), on peut supposer qu’une quantité inconnue de déchets déversés dans les aquifères peu profonds en passant à travers les ponors ont été préservés jusqu’à ce jour.

La région karstique de Kohila

16La zone qui couvre près de 2700 km² du plateau Harju qui entoure Kohila est la région la plus karstifiée dans l’ouest de l’Estonie (figure 1). La région est caractérisée par la présence de nombreuses collines de roche mère, de fronts de cuesta et de vallées de roche mère souterraines. Les espaces inférieurs entre les modelés en relief accueillent souvent les tourbières qui fournissent les nombreuses zones karstiques avec la réalimentation comme décrite ci-dessus. Par conséquent, dans la région karstique de Kohila, les systèmes karstiques de type cuesta-soulevé-tourbière sont répandus. Cette dernière est aussi caractérisée par l’abondance de groupes de sources de débordement intermittentes des systèmes karstiques causés par les changements progressifs du niveau de base (Bakalowicz, 2005). Au total, plusieurs centaines d’apparitions de karst ont été recensées dans la région (Heinsalu, 1977a ; Kink, 1997). La région comprend les zones karstiques d’Aandu (figures 2, 3b, 4, 7), Hageri, Kuivajõe, Kuimetsa, Kurevere, Pae et Palamulla dont les zones karstiques de Tuhala (figures 2, 3a) et Kadaka, mentionnées précédemment (Koit, 2014, 2015), ont fait l’objet d’études plus approfondies ces dernières années (figure 1).

Grottes karstiques

17Par chance, la région karstique de Kohila comprend aussi la majorité des grottes karstiques connues [24 grottes karstiques selon Heinsalu (1977a)] en Estonie. Les grottes karstiques estoniennes se développent majoritairement le long de l’intersection des joints et des plans de stratification. À cause de la stratification homocline presque plate, les grottes présentent habituellement des profils en long presque horizontaux. Comme les lits les plus argileux « encadrent » souvent les lits les plus solubles situés dans les grottes, ceux-ci présentent communément des profils croisés rectangulaires bas (jusqu’à 2,5 m de hauteur) et larges (jusqu’à 12 m de large) (figure 8). Contrôlées par les joints, les sections allongées verticalement des grottes peuvent atteindre jusqu’à 4,4 m de hauteur ou plus (Heinsalu, 1977a). En raison de leur proximité avec la nappe phréatique, les grottes estoniennes présentent généralement des éléments de grottes phréatiques et vadoses. Par conséquent, selon les conditions hydrologiques, elles peuvent être complètement submergées, en partie inondées ou sèches.

18Les zones karstiques de Tuhala, Kuimetsa et Pae (figure 1) possèdent les grottes karstiques les plus connues d’Estonie. Le passage principal de la grotte Virulase (figure 8) dans la zone karstique de Tuhala est connu pour mesurer au moins 58 m de long (Palumets et Proosa, 2003). Après l’effondrement d’une doline de suffosion en 1973 près du ponor principal du système karstique de Tuhala, une nouvelle grotte a fait son apparition. La grotte découverte possède une section verticale de 4,4 m de haut allant jusqu’à 1,6 m de largeur et praticable sur 5 m de longueur (Maastik, 1973). Cela signifie que les sections dominées par des caractéristiques horizontales et verticales se forment simultanément si les conditions préalables sont remplies.

19Il existe au moins douze grottes karstiques recensées dans la zone karstique de Kuimetsa (figure 1) (Heinsalu, 1963b, 1987) dont au moins neuf d’entre elles peuvent être explorées. Toutes les grottes qui sont accessibles semblent faire partie d’un même système de grottes plus grand. Officieusement, la plus longue partie accessible du système Kuimetsa est appelée « Suur koobas » ou « Grande grotte » qui comporte un passage principal de 80 m de long. La « Grande grotte » de Kuimetsa s’est développé le long des joints verticaux dans des roches carbonatées épaisses et très solubles jusqu’à des pierres stratifiées imposantes de l’étage Hirnantien. Elles sont structurellement supportées par l’importante stratification. Dans le contexte estonien, les dimensions de la grotte sont remarquables : jusqu’à 12 m de large et dans certains cas plus de 4-5 m de hauteur dans les sections contrôlées par le joint de la grotte (figure 9).

Rivières secrètes

20Les grottes karstiques actives et les systèmes de conduits fournissent des voies d’écoulement pour les courants karstiques souterrains, qui selon les contes populaires estoniens sont souvent mentionnés comme des prétendues « rivières secrètes ». Environ 40 à 50 pertes et sources secrètes ont été recensées en Estonie (Heinsalu et Vallner, 1995). Comme toutes les rivières secrètes ne commencent pas par un ponor et ne se terminent pas aux sources, le nombre actuel de rivières secrètes proposé pourrait être au nombre de cent si nous considérons toutes les zones karstiques de l’Estonie. La région karstique de Kohila comprend de nombreux exemples notables, entre autres, Tuhala, Kuivajõe, Kuimetsa (figure 10), Kadaka, Aandu, Hageri et Kurevere. La capacité de débit de la rivière secrète du système karstique de Tuhala (voir figures 2, 3a) par exemple a été estimée à plus de 3 m³/s [selon Koit (2016), Koit et al. (2017) et les derniers résultats non publiés]. De plus, malgré un gradient hydraulique modeste de moins de 4 mètres pour une distance d’environ 1,3 km, les eaux souterraines peuvent voyager à une vélocité allant jusqu’à 800 m/h (Koit et al., 2017). La zone karstique de Kostivere (figures 1, 11) ne fait pas partie des régions karstiques majeures, mais comporte une rivière secrète avec une capacité de débit de presque 6 m³/s (Heinsalu, 1958). D’autres exemples notables sont ceux de la rivière secrète de la zone karstique de Uhaku dans le nord-est de l’Estonie (débit jusqu’à 3 m³/s selon Heinsalu, 1977b) et de la zone karstique de Salajõe dans l’ouest de l’Estonie.

21L’île de Saaremaa dans la région karstique de l’archipel de l’Estonie de l’Ouest (figure 1) présente 38 zones/occurrences de karst recensées (Kink, 1997b). Basées sur les pentes dans l’ouest du plateau de Saaremaa, les crêtes des formations côtières attirent les nombreuses zones humides et lacs, ce qui, en plus de la recharge autogène, assure la recharge allogène pour les systèmes karstiques. Pour atteindre le niveau de base local, qui dans la plupart des cas est celui de la mer, le courant contourne les formations côtières des crêtes au travers des systèmes de drainage karstiques comme les rivières secrètes. Entre autres, les zones karstiques de Küdema, Lepakõrve et Kalja présentent d’importantes rivières secrètes. Une particularité de la région karstique de l’archipel de l’Estonie de l’Ouest est que, souvent à cause de l’importante épaisseur des surcharges de sable marin et de la position près du pied des formations côtières, les ponors ont développé de manière inattendue des pentes escarpées et une grande profondeur.

22La région karstique au sud-est de l’Estonie (figure 1), moins connue et étudiée, associée avec l’affleurement carbonaté dans le Dévonien supérieur, présente des lacs karstiques mais aussi quelques systèmes karstiques qui comportent des rivières secrètes. Près des villages de Keerba, Palo et Kastamara, de nombreux courants plongent dans le karst pour refaire surface dans au moins trois des plus grands groupes de sources au nord du village de Meremäe.

Karst nu et alvar

23Les paysages les plus érodés par la glaciation des régions karstiques de Kohilan dans l’archipel de l’Estonie de l’Ouest, de Pandivere et Põhja-Pärnumaa présentent souvent une couverture des sols réduite ou absente. Par conséquent, il existe de nombreuses zones de karst nues remarquables dans ces régions. Nues ou couvertes de manière éparse, les zones karstiques présentent généralement un grand nombre de lapiés. Les microformes et mésoformes (lapiés) les plus importants sont présents sur Vilsandi, l’une des îles les plus à l’ouest de l’Estonie, et sur les îlots voisins de Vaika (figure 12). Des paysages remarquables de pavements calcaires composés de dalles et de crevasses calcaires peuvent être vus dans, entre autres, les zones karstiques de Kostivere, Kuimetsa, Lipstu et Palamulla (figure 13). Ces zones karstiques nues pourraient également être appelées karst alvar en raison des prairies et des forêts de type alvar notables (figure 13) présentant une variété d’espèces rares et en voie d’extinction (Paal et al. 2009 ; Kink et Petersoo, 2010). À cause de l’abondance de forêts remarquables de type alvar dans les alentours de Märjamaa dans la région karstique de Kohila (secteur S-SO de la région karstique), Kink et Petersoo (2010) l’ont nommé « le pays des forêts de type alvar ».

Les sources karstiques et les eaux souterraines potables

24Le chemin des eaux karstiques se termine dans les sources. Vilbaste (1936) et Tšeban (1975) ont respectivement recensé environ 3700 et 1312 sources en Estonie. Selon Heinsalu (1977b), la majorité de celles recensées et estimées sont des sources karstiques. Si l’on tient compte du fait que, dans de nombreux cas, les sources karstiques apparaissent en groupes en raison de leur relation aux ensembles de joints tectoniques, Heinsalu (1977b) a présumé qu’en réalité il pourrait y avoir entre 500 et 15 000 sources, selon les conditions hydrologiques. Au début, il s’agissait de sources d’eaux essentielles, près desquelles les colonies s’installaient.

25Dans l’Estonie actuelle, les sources karstiques ne sont pas généralement utilisées directement comme une alimentation en eau à cause de leur qualité instable et incertaine. Cette dernière est particulièrement problématique dans le cas où la source est nourrie par recharge allogène. Dans de nombreux cas, les eaux des sources karstiques présentent une forte concentration en substances humiques (originaires des tourbières) qui en basses concentrations n’est pas dangereuse, mais réduit l’esthétique de l’eau. Une autre raison pour laquelle les sources karstiques sont rarement utilisées pour l’alimentation en eau de nos jours, est que les eaux souterraines carbonatées reposent souvent à faible profondeur. Par conséquent, il est plus approprié d’extraire les eaux souterraines par des puits creusés ou forés, ce qui en principe devrait fournir une meilleure protection aux polluants superficiels potentiels. En réalité, selon l’épaisseur de la couverture quaternaire, les aquifères carbonatés peu profonds d’Estonie sont généralement vulnérables à toute sorte d’effets anthropiques à cause du karst. Ce qui peut être causé soit par l’activité agricole intensive, une mauvaise gestion des eaux usées, la pollution résiduelle de l’ère soviétique, le contrôle des nappes phréatiques ou par le déversement des mines (Vallner, 1994).

Conclusion

26Bien que plutôt jeune sur l’échelle des temps géologiques et relativement petit en taille comparé aux autres zones karstiques du monde, l’intensité et le polymorphisme du karst estonien font toujours impression. Nous pouvons ici observer le karst au début de son développement. Parallèlement, nous pouvons également conclure que le développement du karst dans une zone auparavant glaciaire n’est pas si linéaire et direct que nous aimerions l’imaginer. La question de la survie et de la réactivation des vestiges de formes karstiques n’est pas encore résolue. Peu importe la taille, la karstification est répandue presque partout sur l’affleurement carbonaté où les conditions préalables importantes sont remplies. De plus, les aquifères carbonatés peu profonds accueillant le karst fournissent de l’eau à près d’un tiers de la population en Estonie. Ces aquifères karstifiés peu profonds assurent de l’eau souterraine d’excellente qualité pour une utilisation quotidienne, mais sont aussi susceptibles d’entraîner une contamination anthropique ou naturelle. Cela signifie que le karst affecte quotidiennement la population sur près de la moitié du territoire terrestre de l’Estonie.