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L’englacement du haut bassin durancien (Alpes françaises du sud) du Dernier Maximum Glaciaire à l’Holocène : synthèse chronologique

Glacier extents within Briançonnais Alps (southern French Alps) from the Last Glacial Maximum to the Holocene: chronological synthesis
Etienne Cossart, Didier Bourlès, Régis Braucher, Julien Carcaillet, Monique Fort et Lionel Siame
p. 123-142

Résumés

Cet article synthétise l’ensemble des résultats obtenus concernant les variations de l’englacement postérieures au Dernier Maximum Glaciaire en Haute-Durance, en amont de Guillestre (confluence avec le Guil). Il se fonde sur un travail de terrain exhaustif, visant à inventorier les héritages géomorphologiques façonnés par les glaciers disparus, et sur l’obtention de 35 datations par radionucléides cosmogéniques. Un scénario en quatre phases principales est établi, permettant de préciser les modalités de la transition Tardiglaciaire/Holocène. Les principaux résultats sont d’ordre temporel (deux générations de moraines datées du Dryas Récent et du Préboréal) et spatial (apparition d’une dissymétrie de l’englacement dans le bassin durancien au Tardiglaciaire), apportant des éclairages nouveaux, notamment pour la communauté des paléo-climatologues.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 21 août 2010, accepté le 18 novembre 2010

Texte intégral

Les auteurs remercient le Conseil Général des Hautes-Alpes, à l’origine du financement du programme Val-PG. Ce travail a par ailleurs bénéficié des conseils et remarques du Professeur Hanns Kerschner (université d’Innsbruck). Nous remercions enfin les quatre relecteurs anonymes pour leur lecture attentive du manuscrit initial : leurs remarques constructives ont été particulièrement appréciées. Nous remercions également Ian Evans (Durham University) pour la relecture des textes en anglais.

Introduction

1Longtemps freinée par le manque de dates radiocarbone, la reconstitution de la déglaciation alpine a bénéficié récemment de l’amélioration des techniques de datation absolue : en particulier, le recours aux datations par radionucléides cosmogéniques [Cosmic Ray Exposure (CRE)] et les datations optiques par luminescence [Optically Stimulated Luminescence (OSL)] s’est progressivement étendu. Une datation précise des stades glaciaires du Tardiglaciaire et du début de l’Holocène a ainsi été obtenue dans les Alpes suisses et autrichiennes (Ivy-Ochs et al., 2006, 2008), ou encore dans les Alpes maritimes italiennes (Federici et al., 2008). Trois secteurs des Alpes européennes sont dorénavant bien documentés et permettent d’établir une chronologie des variations glaciaires lors de la transition Tardiglaciaire/Holocène : Julier Pass (Suisse), Great Aletsch (Suisse, Autriche) et Pianot del Praiet (Italie). Ces cadres chronologiques doivent cependant être à la fois confirmés (sont-ils applicables à l’ensemble de l’échelle alpine ?) et discutés (des contextes locaux n’induisent-ils pas des nuances dans les variations glaciaires ?).

2Dans les Alpes françaises, de tels calendriers des variations glaciaires, dérivés de la datation directe d’héritages glaciaires, restent à établir. Certes, des investigations menées dans les Alpes du Nord (Coutterand et Nicoud, 2005 ; Coutterand, 2010) ont contribué à une meilleure reconstitution paléo-géographique de l’englacement depuis le Dernier Maximum Glaciaire tandis que dans les Alpes du Sud, les travaux de référence réalisés par E. Gautier (1992), M. Jorda (1988 a et b, 1993), M. Jorda et al. (1999, 2000), G. Brocard (2003) et G. Brocard et al. (2003) offrent des repères chronologiques concernant les paléoenvironnements tardiglaciaires et holocènes. Malgré ces repères, établis en Moyenne Durance et dans la vallée de l’Ubaye, des incertitudes demeurent dans le cas des Alpes méridionales. Celles-ci portent notamment sur l’ancienne zone d’alimentation du glacier durancien, le Briançonnais, où la datation exacte du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) ainsi que les modalités du retrait glaciaire intervenu depuis demeurent inconnues. Plus précisément, les stades glaciaires jalonnant la transition entre un englacement de vallée et un englacement de cirque restent à définir et à dater. Jusqu’à présent, l’hypothèse d’un retrait précoce des langues glaciaires, dès avant le Dryas ancien, était communément admise (Francou, 1988 ; Lahousse, 1994 ; Colas, 2000) sans pour autant être fondée sur la datation d’héritages glaciaires. En outre, les investigations de ces auteurs portaient sur des vallées affluentes de la Durance, ne permettant pas une reconstitution paléogéographique régionale de l’englacement.

3Dans cet article, nous proposons donc de synthétiser les travaux menés depuis près d’une décennie dans le Briançonnais sur la reconstitution de l’extension des glaciers disparus (Cossart, 2005, 2008) et sur l’évolution post-glaciaire des versants et parois rocheuses (Cossart et al., 2008, 2010), afin de proposer un cadre chronologique régional des variations glaciaires, sur l’ensemble du haut bassin durancien (i.e., en amont de Guillestre, confluence entre Guil et Durance). Suite à de multiples investigations de terrain ayant permis l’inventaire des héritages glaciaires, nous proposons une reconstitution des étapes de l’amincissement et de la disparition des langues de glace. Ce scénario reposant désormais chronologiquement sur la datation directe d’héritages glaciaires (35 âges CRE au total, acquis en 2004 et 2008), nous détaillons ainsi, pour un quatrième secteur alpin, les variations glaciaires lors de la transition Tardiglaciaire/Holocène.

L’état des connaissances concernant l’englacement durancien

4Le glacier durancien constituait le principal glacier des Alpes du Sud lors du Dernier Maximum Glaciaire ; il collectait les flux de glace provenant de la bordure orientale du Massif des Écrins, du Massif des Cerces, du Queyras et de la vallée de l’Ubaye (fig. 1A). Dans la partie amont du glacier (fig. 1B), l’épaisseur de la langue approchait les 1 000 m en Guisane et dans le bassin de Briançon, ou encore dans la vallée de la Vallouise (Barféty et al., 1995 ; Cossart, 2005). D’une façon plus précise, l’ampleur des affluents glaciaires de rive droite est soulignée : au niveau du bassin de Briançon, les glaciers de la Clarée et de la Guisane atteignaient respectivement une épaisseur de 900 m et 950 m. Si l’ampleur des glaciers de rive droite est manifeste, elle ne doit pas faire oublier que les glaciers de rive gauche constituaient des apports substantiels. Ainsi, le glacier de la Cerveyrette, avec une épaisseur de l’ordre de 800 m, était-il suffisamment puissant pour transfluer vers la Doire Ripaire et vers la Durance. De même, le glacier de la Vallée-Etroite alimentait en partie le glacier de la Clarée via deux transfluences (Col des Thures, Col de l’Echelle). À l’aval, le front de ce glacier durancien se situait à une altitude inférieure à 600 m (570 m ; Gidon et Monjuvent, 1969 ; Monjuvent et Nicoud, 1988), 40 km en aval de Gap, à proximité de Sisteron. Dans le détail, M. Jorda et al. (1999) identifient trois complexes morainiques frontaux correspondant à différents stades du DMG, datés entre 20620 cal. BP et 22540 cal. BP (stade isotopique 2) et coïncidant avec l’avancée terminale du DMG identifiée à l’échelle globale (Mix et al., 2001). Un stade plus interne a été identifié autour de Gap et daté à 18000 BP. Dès la fin du DMG, le retrait du glacier semble s’amorcer rapidement : la vallée de l’Ubaye et le bassin gapençais semblent libres de glace lors du Dryas ancien (16000 cal. BP ; Jorda, 1988a, 1993 ; Rosique, 1996, 2004). Ce résultat est corroboré par diverses observations dans les Alpes occidentales : les basses vallées et les zones de piémont auraient ainsi été dégagées de glace entre 15000 BP et 13000 BP (Coûteaux, 1983 a, b et c ; Jorda, 1983 ; Billard et Orombelli, 1986 ; Jorda, 1988b ; Chardon, 1991 ; Jorda et al., 2000). Ce schéma est toutefois à nuancer dans la partie occidentale du massif de l’Oisans, où le maintien de langues glaciaires à des altitudes inférieures à 1 000 m, lors du Tardiglaciaire final (Dryas récent notamment), a été démontré (Edouard, 1979).

5Une première question porte sur le rythme de la déglaciation en Haute-Durance : faut-il la corréler avec une disparition tardive ou précoce des glaciers de vallée ? Au-delà de cette question, l’ampleur de l’englacement lors du Dryas récent et les modalités de la transition Tardiglaciaire/Holocène sont à discuter. En effet, les reconstitutions glaciaires lors de cette phase ne font pas l’unanimité, entre les tenants d’une récurrence glaciaire perceptible à l’échelle globale (Porter, 1977 ; Ivy-Ochs et al., 1999 ; Glasser et al., 2006) et ceux qui proposent une vision plus réduite de l’englacement au Tardiglaciaire final (Van Husen, 1997 ; Bennett et al., 2000). Ce débat se retrouve dans les Alpes françaises, entre des auteurs qui identifient une véritable avancée glaciaire (Edouard, 1979 ; Jorda, 1986 ; Coûteaux et Edouard, 1987 ; Jaillet et Ballandras, 1999) et ceux qui considèrent cette phase comme une simple étape lors de la récession glaciaire post-DMG (Chardon, 1991 ; Coutterand et Nicoud, 2005). Jusqu’à la décennie 1990, les uniques repères chronologiques disponibles en Haute-Durance correspondaient à une datation expérimentale U/Th et une datation 14C obtenue sur les tufs du Monêtier (Chardon, 1993 ; Barféty et al., 1995). Nous proposons donc d’étayer ce débat à la lumière des 35 datations par âges CRE obtenues.

Fig. 1 – L’englacement durancien lors du Pléistocène supérieur.
Fig. 1 – Glacial extents within the Durance catchment during the Upper Pleistocene.

Fig. 1 – L’englacement durancien lors du Pléistocène supérieur. Fig. 1 – Glacial extents within the Durance catchment during the Upper Pleistocene.

A : Carton de localisation. B : Extensions glaciaires maximales observées dans le Gapençais. 1 : extension lors du Riss ; 2 : extension maximale lors du Würm ; 3 : stade Gap (18 ka BP) ; 4 : zones d’accumulation glaciaire lors du DMG. D’après Gidon et Monjuvent, 1969. C : Epaisseur du glacier durancien en Briançonnais lors du DMG. 1 : sommet ; 2 : crêtes principales ; 3 : col. Coordonnées en Lambert II. D’après Cossart et al., 2008.
A: Location of the study area. B: Maximum extents in Gap area. 1: Rissian extents; 2: Pleniglacial (Würmian) extents; 3: Gap stage (18 ka BP); 4: accumulation areas during the LGM period. After Gidon and Monjuvent, 1969. B: Glacier thickness next to Briançon during the Last Glacial Maximum. 1: summit; 2: main ridges; 3: pass. Spatial coordinates in Lambert II. After Cossart et al., 2008.

Méthodes d’étude 

Investigations géomorphologiques et sédimentologiques

6En travaillant sur la partie amont du glacier durancien, correspondant en grande partie à sa zone d’accumulation, l’objectif est de reconstituer les étapes de l’amincissement de la langue glaciaire autant que les modalités du recul du front glaciaire. À cette fin, nous avons effectué un inventaire aussi exhaustif que possible des héritages glaciaires (dépôts morainiques, roches moutonnées, etc.), en portant plus particulièrement notre attention sur des complexes sédimentaires juxta-glaciaires, pouvant mêler des matériaux fluvio-glaciaires à des colluvions. Ces matériaux, parfois associés à des niveaux de terrasse, constituent des jalons corrélatifs d’un processus d’amincissement d’une langue de glace. D’un point de vue sédimentologique, la composition pétrographique des formations a été détaillée : les zones d’affleurement, bien localisées, des différents faciès pétrographiques présents dans le haut bassin durancien permettent d’effectuer un traçage sédimentaire de l’origine des flux glaciaires. Nous distinguons tout d’abord les roches cristallophylliennes (granites, gneiss, migmatites) affleurant autour du massif des Écrins, dans la partie amont du bassin-versant de la Gyronde. Des roches sédimentaires sont à l’affleurement dans la zone briançonnaise, parmi lesquelles se distinguent des grès provenant de la partie amont des vallées de la Clarée et de la Guisane. Enfin, dans la partie orientale, les « schistes-lustrés » affleurent, mais ce sont les massifs ophiolitiques et leurs « roches vertes » (gabbros notamment), localisés dans les vallées de la Cerveyrette et du Guil, qui offrent les meilleurs traceurs sédimentaires.

Le calage chronologique 

7Dans le cadre des investigations portant sur le DMG et le Tardiglaciaire, la rareté de la matière organique pose d’emblée problème : malgré nos recherches et celles de nos prédécesseurs, aucun matériau datable par le radiocarbone n’a pu être identifié dans des formations morainiques ou dans des complexes juxta-glaciaires. Dès lors, deux méthodes sont susceptibles de fournir des repères chronologiques en contexte glaciaire ou paraglaciaire : la thermoluminescence (Richards et al., 2001 ; Tsukamoto et al., 2002) ou le recours aux radionucléides cosmogéniques (Brook, 1994 ; Feïss, 2000 ; Gosse et Phillips, 2001 ; Owen et al., 2001 ; Bourlès et al., 2004 ; Delmas et al., 2008). Les radionucléides, permettant de dater la mise à l’exposition de surfaces rocheuses (affleurements ou blocs), constituent en définitive la datation la plus directe des héritages glaciaires. La principale contrainte est liée à la présence de certains minéraux dans les roches ou formations superficielles : si la méthode est en cours de développement dans la calcite ou dans les olivines, le quartz reste le support le plus fiable pour doser la quantité de radionucléide (26Al, 10Be notamment) produite in situ, et donc l’âge de l’exposition (Siame et al., 2000). En Haute-Durance, cette restriction ne permet de disposer d’âges CRE que dans la partie occidentale (Clarée, Gyronde, Guisane). Il est donc nécessaire d’établir un cadre chronologique relatif pour l’ensemble de la zone, cadre que viendront caler ultérieurement les datations absolues.

8La corrélation chronologique relative est ici effectuée par comptage des stades de retrait dans le sens aval à partir des moraines du Petit Âge Glaciaire (PAG), ces dernières étant bien observées et cartographiées sur l’ensemble de la zone d’étude (Cossart, 2005 ; Cossart et al., 2006). Cette démarche se fonde sur l’hypothèse d’une bonne préservation des héritages géomorphologiques liés aux stades tardiglaciaires, comme ce fut observé dans des secteurs avoisinants (Chardon, 1991 ; Jorda et al., 2000). Nous définissons initialement un cadre chronologique de référence le long de la Durance-Gyronde, qui constitue l’axe principal d’alimentation du glacier durancien (Péguy, 1947 ; Barféty et al., 1995), auquel nous relions ensuite les stades de retrait identifiés dans les autres vallées. Pour chaque stade de retrait, nous corrélons topographiquement l’ensemble des héritages qui y sont associés en appliquant la loi de Nye-Lliboutry (Lliboutry, 1975) :

H = Ho + 20.d (1)

H est l’altitude atteinte localement par les glaces (en m), Ho l’altitude du front glaciaire (en m) et d la distance au front glaciaire (en m). En reconstituant ainsi la topographie de surface du glacier, le raccordement entre les édifices latéraux (i.e., moraines ou terrasses fluvio-glaciaires) et frontaux peut être vérifié. Une nomenclature permettant de classer les dépôts a été définie afin de faciliter le classement des héritages par génération et par vallée (fig. 2).

Fig. 2 – Nomenclature pour le classement et l’identification des héritages glaciaires.
Fig. 2 – Nomenclature for the classification and the identification of features from glaciation.

Fig. 2 – Nomenclature pour le classement et l’identification des héritages glaciaires.Fig. 2 – Nomenclature for the classification and the identification of features from glaciation.

9Le cadre chronologique absolu est ensuite défini, grâce aux âges CRE obtenus sur trois principaux types d’héritages : les roches moutonnées, les édifices morainiques et les drumlins. Les modalités de calcul des âges étant précisées (tab. 1), nous rappelons donc ici uniquement les principes de l’échantillonnage et les précautions d’interprétation des résultats qui en découlent. Les roches moutonnées présentent l’avantage d’avoir une histoire d’exposition simple : façonnées par le glacier, la disparition de celui-ci constitue le début de leur exposition aux rayons cosmiques. Nous avons choisi des cibles en position sommitale, au niveau de l’extrémité aval de la roche moutonnée, au contact avec la portion raide aval, où les possibilités de conservation d’un dépôt sus-jacent de type till basal sont limitées. Nous rappelons enfin que l’âge d’exposition fournit une estimation de la date à laquelle la surface est libre de glace : il correspond donc ici à une phase de retrait glaciaire, non à un stade glaciaire. La datation par âge CRE est plus complexe dans le cas des moraines ou des drumlins : les surfaces datées ont pu avoir une histoire complexe (blocs exposés lors du transport par le glacier, blocs exposés lorsqu’ils étaient enchâssés dans le substrat rocheux, blocs mis à jour lors du remaniement d’un dépôt, etc.). Afin de minimiser les incertitudes liées à cette complexité, les surfaces sont sélectionnées sur blocs considérés comme stables depuis leur mise en place : les blocs de grande taille, en position sommitale, sont privilégiés. Ensuite, de multiples blocs sont échantillonnés sur un même héritage, la cohérence des âges obtenus sur cet objet étant vérifiée par une analyse statistique (ANOVA suivie d’un test de Tukey). Les 35 datations absolues ainsi obtenues permettent principalement d’encadrer chronologiquement la séquence de déglaciation, définie préalablement de façon relative.

Tab. 1 – Synthèse des échantillons prélevés et dates par âge CRE.
Tab. 1 – Synthesis of samples acquired for CRE ages estimations.

Tab. 1 – Synthèse des échantillons prélevés et dates par âge CRE.Tab. 1 – Synthesis of samples acquired for CRE ages estimations.

Estimation des Lignes d’Equilibre Glaciaire (LEG)

10Les méthodes permettant de calculer l’altitude des LEG sont nombreuses (Meierding, 1982). La plupart d’entre elles sont fondées sur la géométrie du glacier et sur le constat que la zone d’accumulation représente entre 60 % et 70 % de la superficie du glacier (Meierding, 1982 ; Nesje, 1992). La méthode THAR, utilisée ici, dérive de cette hypothèse ; elle permet de reconstituer les LEG avec les altitudes minimales et maximales atteintes par le glacier (Meierding, 1982). Le rapport entre la dénivellation de la zone d’ablation et la dénivellation totale du glacier est utilisé ; il est en général de l’ordre de 0,4 ou 0,45 (Burbank et Fort, 1985 ; Nesje, 1992). Le calcul de l’altitude de la LEG peut se formaliser par l’équation suivante :

ALEG = Altmax - r (Altmax - Altmin) (2)

ALEG est l’altitude de la LEG (en m), r est le rapport utilisé (sans dimension), Altmax est l’altitude de la rimaye du glacier (en m) et Altmin est l’altitude du front du glacier (en m). Une LEG est donc reconstituée pour chaque glacier puis une moyenne est calculée dans chacune des vallées de la Haute-Durance. Ces moyennes par vallée sont comparées afin de déterminer les disparités, et notamment l’existence de gradients, qui peuvent exister sur l’ensemble de la zone étudiée. Les variations temporelles des conditions d’englacement sont également mesurées à partir des valeurs de dépression de la LEG ; cette dépression est calculée à partir de la LEG du PAG, dernier stade pour lequel les glaciers sont considérés en équilibre avec le climat (Kerschner et al., 2008).

Les terrasses juxta- et fluvio-glaciaires : modalités de mise en place, signification paléogéographique

Une stratigraphie complète : le bassin de l’Argentière-la-Bessée

11Entre l’Argentière-la-Bessée et Guillestre, le niveau d’englacement lors du DMG est indiqué par des ensembles de roches polies affleurant jusqu’à 1 800 m d’altitude. En particulier, dans le secteur de la confluence avec le Fournel et la Biaysse, la présence de roches moutonnées donne une indication sûre. En contrebas, deux niveaux de terrasse ont été identifiés, soulignés dans le paysage par leur mise en culture. Le premier se localise à des altitudes comprises entre 1 400 m et 1 350 m, tandis que le second s’étend entre 1 200 m et 1 080 m (fig. 3).

Fig. 3 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans les bassins de l’Argentière la Bessée et de Guillestre.
Fig. 3 – Glacio-fluvial terraces in l’Argentière la Bessée and Guillestre basins.

Fig. 3 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans les bassins de l’Argentière la Bessée et de Guillestre. Fig. 3 – Glacio-fluvial terraces in l’Argentière la Bessée and Guillestre basins.

1 : crêtes ; 2 : sommets ; 3 : cours d’eau ; 4 : coupes levées ; 5 : roches moutonnées ; 6 : bloc erratique ; 7 : conglomérats de Mont-Dauphin ; 8 : terrasse fluvio-glaciaire 1 ; 9 : terrasse fluvio-glaciaire 2 ; 10 : limite d’englacement lors du DMG ; 11 : limite d’englacement en phase 1 ; 12 : limite d’englacement en phase 2.
1: ridges; 2: summits; 3: stream; 4: cross-sections described; 5: “roches moutonnées”; 6: erratic; 7: Mont-Dauphin conglomerates; 8: glacio-fluvial terrace 1; 9: glacio-fluvial terrace 2; 10: glacier extents during the LGM; 11: glacier extents during stage 1; 12: glacial extents during stage 2.

12Dans le premier niveau (niveau supérieur), plusieurs coupes au niveau de la commune de Saint-Crépin (Chapelle Saint-Michel, 44°42’58’’N et 6°36’59’’E ; La Rimas, 44°43’32’’N et 6°36’50’’E) témoignent d’une organisation du dépôt en deux unités. L’unité supérieure présente un granoclassement inverse caractéristique d’une mise en place par coulées de débris. Les clastes sont décimétriques, le matériau étant autochtone (calcaires triasiques). Ces dépôts ravinent l’unité sous-jacente, correspondant à une formation allochtone, révélant l’ensemble du cortège pétrographique durancien : granites, gneiss, grès, gabbros, etc. La structure est litée, les blocs sont imbriqués, témoignant d’un écoulement depuis l’amont du bassin-versant durancien. Aucun matériau morainique in situ n’a pu être observé. Ce dépôt (DU.TS1) est interprété comme étant juxta-glaciaire, constitué pour partie d’un matériau fluvio-glaciaire déposé alors que la surface du paléo-glacier durancien constituait le niveau de base des écoulements, à une altitude de 1370 m. Dans le bassin de Guillestre, l’épaisseur de glace atteignait donc au moins 470 m. On peut donc considérer que ce dépôt correspond à un premier stade post-DMG (Phase 1).

13Le second niveau (DU.TS2) se situe environ 200 m au-dessus du fond de vallée ; il s’étend en amont de la confluence entre la Gyronde et la Durance (coupe de Villar-Meyer, 44°49’11’’N et 6°34’16’’E) et plus en aval, en rive gauche de la Durance, entre Saint-Crépin et Guillestre (coupe de Saint-Crépin, 44°42’16’’N et 6°36’52’’E). La coupe de Villar-Meyer permet d’observer la séquence la plus complète, composée de trois unités principales dont les contacts, ravinants, sont de géométrie complexe (fig. 4A). Le dépôt inférieur (unité 1) présente une structure litée, il est constitué principalement de blocs centimétriques allongés et émoussés. Leur imbrication indique une mise en place fluviatile, l’écoulement s’effectuait dans le même sens que l’écoulement actuel : du nord vers le sud. La composition pétrographique témoigne d’un apport depuis l’ensemble des bassins versants amont : Guisane (granites, gneiss), Clarée (grès) et Cerveyrette (ophiolites). L’unité 2 correspond à un ensemble de dépôts très fins, à forte teneur en argiles, sur une épaisseur de l’ordre de 2,5 m (fig. 4 B et C). De bas en haut sont distinguées successivement : une unité finement litée (lits millimétriques), constituée de particules limono-sableuses (D50 = 98,67 µm ; D90 = 308 µm) sur une épaisseur de 45 cm, puis une unité constituée d’un matériau très fin et compact, à forte dominance argileuse (D50 = 9,125 µm ; D90 = 37,91 µm), sur 75 cm d’épaisseur. Au-dessus sont identifiés deux niveaux limono-sableux, comparables tant du point de vue granulométrique que de la fabrique à celui identifié en bas de cette unité ; ils sont d’une épaisseur de 15 cm à 20 cm. Entre ces deux niveaux s’intercale un dépôt argileux (D50 = 9,782 µm ; D90 = 32,81 µm) de 25 cm d’épaisseur. Cette seconde unité se termine par un dépôt argileux (D50 = 9,95 µm ; D90 = 32,12 µm), sur une épaisseur de 65 cm. Enfin, la troisième et dernière unité de la séquence est constituée de blocs émoussés décimétriques dont l’imbrication indique une inversion des écoulements, qui se dirigeaient du sud vers l’amont du bassin-versant. Cette inversion est corroborée par la nature pétrographique des blocs, provenant uniquement du bassin-versant de la Gyronde : une forte proportion de gneiss et de granites apparaît, parmi lesquels le granite leucocrate d’Ailefroide. En revanche, le granite du Combeynot (Guisane) semble absent, de même que les « roches vertes » (Cerveyrette).

14La terrasse de Villar-Meyer (DU.TS2) trouve son équivalent en aval à travers un ensemble de terrasses perchées entre 160 m et 200 m au dessus du fond de vallée, en rive gauche et dans la vallée du Guil (fig. 4D). Le levé d’une coupe à Saint-Crépin permet d’observer deux dépôts. Dans le dépôt supérieur, la pétrographie (granites leucocrates notamment) suppose un apport depuis le bassin-versant de la Gyronde. En revanche, nous avons noté l’absence de blocs caractéristiques des autres bassins versants (roches vertes, granite du Combeynot), à l’instar de l’unité 3 de Villar-Meyer. Dans l’unité inférieure, le cortège durancien apparaît, conformément à l’unité 1 de Villar-Meyer à laquelle nous raccordons ce dépôt. Ce niveau de terrasse est également représenté dans la vallée du Guil (GL.TS2), dans le secteur de Guillestre et quelques kilomètres en amont (44°40’05’’N et 6°40’18’’E). Il est ici sous-tendu par un matériau fluviatile constitué de galets en provenance exclusive du Haut-Guil (blocs de « roches vertes » notamment). Ce matériau est en contact ravinant sur les conglomérats de Mont-Dauphin, poudingues fluvio-glaciaires qui auraient été déposés lors d’un interglaciaire pré-würmien (Denizot, 1947), voire plus probablement lors d’un interstade würmien. Ce dépôt ravine également un dépôt de till, correspondant ici à un diamicton à structure fermée où l’on retrouve notamment des « roches vertes », till qui fut déposé sur les conglomérats par le paléo-glacier du Guil (fig. 4D). La mise en place du matériau fluviatile est donc postérieure au retrait du glacier du Guil.

Fig. 4 – Exemples de coupes levées dans les dépôts des terrasses fluvio-glaciaires.
Fig. 4 – Examples of sections observed in glacio-fluvial terrace deposits.

Fig. 4 – Exemples de coupes levées dans les dépôts des terrasses fluvio-glaciaires. Fig. 4 – Examples of sections observed in glacio-fluvial terrace deposits.

A : Coupe de Villar-Meyer ; B et C : Passées lacustres dans l’unité 2 ; D : Agencement et mise en cohérence des coupes relevées entre Puy-Saint-Vincent et Guillestre.
A: Villar-Meyer section; B and C: Lacustrine deposits (unit 2); D: Stratigraphic correlation of sections observed between Puy-Saint-Vincent and Guillestre.

15Au final, cette seconde terrasse (DU.TS2, appariée à GL.TS2) révèle une seconde phase d’amincissement du glacier Durancien (Phase 2), la diminution de l’épaisseur étant de l’ordre de 350 m à 300 m entre le DMG et la Phase 1, puis de 300 m à 250 m entre les phases 1 et 2. Les apports sédimentaires attribués à la Phase 1 indiquent donc que l’ensemble du bassin-versant était englacé et contribuait à l’alimentation de la langue glaciaire durancienne. La seconde génération de terrasses (Phase 2) est associée à une seconde étape d’amincissement de la langue glaciaire occupant la vallée de la Durance, et à un retrait marqué de certains glaciers tributaires. Les caractéristiques des dépôts de Villar-Meyer indiquent que la langue durancienne a partiellement bloqué les écoulements venus du nord (amont de la Durance actuelle), formant une retenue lacustre juxtaglaciaire au nord-ouest de la confluence des glaciers de la Durance et de la Gyronde qui demeuraient connectés. Ce lac, qui fut sans doute temporaire, eu égard à son épaisseur, et très localisé, aucune passée lacustre n’ayant été remarquée en rive gauche ou plus en amont, révèle néanmoins une phase de décrépitude du glacier durancien. La bordure du glacier devait se trouver à proximité des dépôts : la géométrie des contacts entre les niveaux suggère en effet une déformation de type glacio-tectonique. Lors de l’ultime séquence, des écoulements fluvio-glaciaires, situés au contact du paléo-glacier de la Gyronde, ont raviné partiellement les dépôts antérieurs, ce qui implique un abaissement du niveau de base côté durancien et suggère donc un amincissement plus marqué du glacier durancien que du glacier de la Gyronde. Enfin, plus en aval, cette génération de terrasses se met en place après la déconnexion entre la langue glaciaire occupant la Durance et le glacier du Guil, qui ne confluaient donc plus.

Le prolongement amont des terrasses dans la vallée de la Gyronde

16Un agencement comparable de terrasses fluvio-glaciaires apparaît dans la vallée de la Gyronde : deux niveaux bien distincts apparaissent dans le secteur de Vallouise (Puy-Saint-Vincent notamment), complétés par la présence très localisée d’un troisième niveau dans le secteur de Pelvoux (fig. 5A).

17Dans la partie aval de la vallée, sur le versant de Puy-Saint-Vincent, les héritages géomorphologiques les plus élevés (roches moutonnées couplées à quelques blocs erratiques) se localisent entre 2 000 m et 2 050 m d’altitude, donnant une indication de la trimline lors du DMG. En deçà, deux niveaux de terrasses se développent, respectivement à des altitudes de l’ordre de 1 600-1 700 m pour le niveau le plus élevé (GY.TS1) et de 1 400-1 500 m pour le niveau inférieur (GY.TS2) ; leur pente transversale varie de l’ordre de 15-20°, valeurs bien inférieures à la pente générale des versants (ici 35-40° ; fig. 5B). Ces deux niveaux de terrasses sont sous-tendus par des matériaux similaires, au litage bien marqué. Il s’agit de dépôts de cailloutis centimétriques composés de blocs émoussés, de forme oblongue, de dimension comprise entre 5 cm et 10 cm. L’imbrication des galets indique une mise en place fluviatile, les écoulements s’opérant parallèlement à l’axe de la vallée. Le matériau est essentiellement allochtone, provenant de la partie amont des bassins versants (granite des Bans et d’Ailefroide, migmatites du Pelvoux). Les dépôts constituant les deux niveaux ont probablement été mis en place par des écoulements juxtaglaciaires, alors que la surface du glacier de la Gyronde constituait leur niveau de base entre 1 600 m et 1 700 m (GY.TS1) puis entre 1 400 m et 1 500 m (GY.TS2). Ces niveaux coïncident topographiquement avec l’altitude des terrasses attribuées aux phases 1 et 2, observées dans le bassin de l’Argentière la Bessée : ils peuvent être considérés comme synchrones.

18Dans la partie amont de la vallée de la Gyronde, un troisième niveau de terrasse (GY.TS3) est identifié en rive gauche à la confluence entre le Gyr et l’Eychauda, entre 1 400 m et 1 530 m d’altitude. Son altitude, bien inférieure aux niveaux des terrasses de Puy-Saint-Vincent, indique une mise en place postérieure à GY.TS1 et GY.TS2. La terrasse 3 est sous-tendue par une formation caractérisée par une alternance de lits constitués de blocs grossiers (10-15 cm) sub-émoussés, provenant du haut bassin du Gyr comme en attestent l’imbrication des blocs et la pétrographie variée (granites, microgranites, migmatites, etc.). Ces dépôts ont été mis en place au contact du glacier du Gyr, tandis que l’angle de la confluence Gyr-Eychauda, libre de glace, a pu servir de piège sédimentaire localisé. Nous supposons donc que la confluence n’était alors plus effective entre le glacier de l’Eychauda et le glacier principal. Lors de cette séquence, le glacier du Gyr constituait le niveau de base entre 1 400 m et 1 500 m d’altitude dans le bassin de Pelvoux ; les dépôts corrélatifs constituent donc le témoignage d’une troisième phase dans le retrait des glaciers (fig. 5C).

Fig. 5 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans le secteur de Puy-Saint-Vincent.
Fig. 5 – Glacio-fluvial terraces in the Puy-Saint-Vincent area.

Fig. 5 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans le secteur de Puy-Saint-Vincent. Fig. 5 – Glacio-fluvial terraces in the Puy-Saint-Vincent area.

A : Agencement des héritages glaciaires en basse Gyronde. 1 : cours d’eau ; 2 : crêtes ; 3 : iso-hypses ; 4 : glaciers (cartographiés en 2003) ; 5 : terrasse fluvio-glaciaire 1 ; 6 : terrasse fluvio-glaciaire 2 ; 7 : terrasse fluvio-glaciaire 3 ; 8 : extensions glaciaires associées ; 9 : moraines latéro-frontales ; 10 : âge CRE (GYR_04_01 et 02). B : Profil transversal au système ; C : Profil longitudinal.
A: Geomorphic remnants of past glaciers in the lower Gyronde. 1: stream; 2: ridges; 3: contours; 4: glaciers (mapped in 2003); 5: glacio-fluvial terrace 1; 6: glacio-fluvial terrace 2; 7: glacio-fluvial terrace 3; 8: related glacier extents; 9: latero-frontal moraines; 10: CRE age (GYR_04_01 and 02). B: Transverse cross-section; C: Long profile.

Les terrasses du bassin de Névache (vallée de la Clarée)

19Dans la vallée de la Clarée, deux principaux niveaux de terrasse apparaissent dans le bassin de Névache (fig. 6 et 7). Leur situation est singulière : localisés dans le vallon des Thures, ils se développent dans un secteur qui a été affecté par une transfluence glaciaire, dirigée de la vallée Etroite (bassin du Pô) vers la vallée de la Clarée (bassin de la Durance et du Rhône). Dans ce secteur, les héritages du DMG correspondent à un ensemble de roches moutonnées et de blocs erratiques, situés à une altitude maximale de 2 300 m (soit 750 m au-dessus du fond de vallée actuel). Un premier niveau de terrasse, dont les matériaux constitutifs tapissent l’ensemble du vallon des Thures, se développe environ 150 m en deçà (CL.TS1), fossilisant le substrat irrégulier de cargneules (fig. 7). La nature pétrographique des blocs (grès à faciès conglomératique) témoigne d’une provenance depuis la vallée Etroite. La formation est à support matriciel, suggérant des écoulements chargés et des modalités de dépôt pouvant avoir été favorisées par un écoulement ralenti. Le second niveau de terrasse (CL.TS2) se situe autour de 1 800  m d’altitude (fig. 7). Son extension est limitée et la formation qui le constitue ne subsiste qu’au travers de placages réduits et localisés sur le substrat gypseux, intensément raviné. Ces dépôts correspondent à un ensemble de galets pluri-centimétriques à décimétriques composés de grès carbonifères, de quartzites et de calcaires provenant de l’amont de la vallée de la Clarée. En résumé, la terrasse CL.TS1 correspond à un épandage fluvio-glaciaire mis en place depuis la Vallée-Etroite, après l’abandon par les glaces du col de transfluence. Cet épandage fut bloqué en aval par le glacier de la Clarée, lorsque la surface de celui-ci était située 550 m au-dessus du fond de vallée actuel. Le second niveau CL.TS2 correspond à une mise en place le long de la rive gauche du glacier de la Clarée, alors que celui-ci présentait une surface située 250 m au-dessus du fond de vallée actuel. Il reste cependant à discuter du calage chronologique de ces deux terrasses : synchrones des phases 1 et 2 (GY.TS1-TS2 et DU.TS1-TS2), ou des phases 2 et 3 (GY.TS2-TS3) précédemment identifiées ? Le comptage des stades depuis le PAG nous donnera des éléments de calage nécessaires (cf. infra).

Fig. 6 – Cartographie des héritages glaciaires en Clarée.
Fig. 6 – Map of features from past-glaciations in the Clarée valley.

Fig. 6 – Cartographie des héritages glaciaires en Clarée. Fig. 6 – Map of features from past-glaciations in the Clarée valley.

1 : crêtes ; 2 : sommet ; 3 : roches moutonnées ; 4 : verrou glaciaire ; 5 : till ; 6 : bloc erratique ; 7 : terrasse fluvio-glaciaire (CL.TS1) ; 8 : terrasse fluvio-glaciaire (CL.TS2) ; 9 : moraine latéro-frontale (CL.MS1) ; 10 : moraine latéro-frontale (CL.MS2) ; 11 : moraine latéro-frontale (CL.MS3) ; 12 : extension du glacier de la Clarée lors du DMG ; 13 : transfluences ; 14 : âges CRE. M = Muandes ; RB = Riou Blanc ; LR = Lac Laramond (voir fig. 8).
1: ridges; 2: summit; 3: “roches moutonnées”; 4: glacially polished knob; 5: till; 6: erratic; 7: glacio-fluvial terrace 1; 8: glacio-fluvial terrace 2; 9: latero-frontal moraine (generation 1); 10: latero-frontal moraine (generation 2); 11: latero-frontal moraine (generation 3); 12: Pleniglacial extent of Clarée glacier; 13: transfluences; 14: CRE ages. M = Muandes; RB = Riou Blanc; LR = Lac Laramond (see fig. 8).

Fig. 7 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans le bassin de Névache.
Fig. 7 – Glacio-fluvial terraces in the Névache basin.

Fig. 7 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans le bassin de Névache. Fig. 7 – Glacio-fluvial terraces in the Névache basin.

Les terrasses sont indiquées en hachures, elles marquent les deux principales étapes d’amincissement de la langue de glace. Les flèches correspondent aux flux glaciaires lors du DMG.
Terraces are shown by hachures : they mark the two principal stages of thinning of the glacier tongue. Arrows represent glacial fluxes during the LGM.

Les édifices morainiques postérieurs au DMG

20Nous détaillons maintenant les différents types d’édifices morainiques, depuis ceux situés en position externe de l’ancien système glaciaire durancien (dépôts les plus anciens), jusqu’aux édifices les plus internes (dépôts les plus récents). Nous porterons ainsi notre attention sur les dépôts situés dans les grandes vallées, puis sur ceux situés dans les cirques glaciaires.

Les vallées occidentales : trois générations de moraines antérieures au PAG

21Les moraines du PAG ayant déjà été étudiées et datées (Cossart et al., 2006), nous portons ici notre attention sur les édifices antérieurs. L’inventaire de terrain mené en Gyronde et en Clarée révèle la présence de deux générations de moraines latérales et frontales localisées dans les vallées, ainsi qu’une génération d’édifices localisés au débouché des cirques glaciaires.

22En Clarée, deux générations de moraines latérales (CL.MS1 et CL.MS2), associées à un englacement de vallée, ont été identifiées (fig. 8 A et B) : leurs crêtes sont localisées respectivement 150 m et 450 m sous la trimline, soit 500 m et 200 m au-dessus du fond de vallée actuel. Topographiquement, ces deux générations de moraines se raccordent aux deux terrasses fluvio-glaciaires (CL.MS1 et CL.MS2) identifiées dans le bassin de Névache (fig. 6). Le niveau inférieur se raccorde également à une génération de drumlins (CL.DS2) localisés dans le vallon de l’Echelle : l’épaisseur du glacier de la Clarée, reconstituée par la loi de Nye-Lliboutry, indique un niveau suffisant pour entretenir une digitation du glacier de la Clarée dans ce vallon. Par ailleurs, le profil longitudinal de la langue glaciaire associée suggère que le front du glacier devait se situer quelques hectomètres en aval du bassin de Névache, à une altitude de l’ordre de 1400 m. Ces héritages marquent le maintien d’une langue de glace dans la vallée après le DMG, durant au moins deux phases d’englacement. Les édifices morainiques sont moins bien préservés dans la vallée de Vallouise : seul un édifice frontal (GY.MS3) est bien identifié dans le secteur de Vallouise, à une altitude de 1 050 m environ, se raccordant à la troisième génération de terrasse (GY.TS3), identifiée dans le bassin de Pelvoux. Un complexe morainique, sans doute postérieur, existe bien dans le secteur d’Ailefroide (GY.TS4) mais la géométrie de la forme et la fabrique des dépôts, affectées par le remaniement conjoint des torrents du Gyr et de Celse-Nière, ne permettent pas de l’interpréter précisément. L’hypothèse d’une moraine à kettles, typique d’un terminus de glacier couvert reste toutefois privilégiée. Un stade d’englacement de cirque est identifié dans les deux vallées étudiées ; ce stade est postérieur au retrait des grands glaciers de vallée, et antérieur au PAG. Il s’agit de moraines frontales (GY.MS4 et CL.MS3) à la forme bien préservée (fig. 8C), localisées entre 250 m et 600 m en aval des moraines du PAG, au débouché des cirques glaciaires. Dans la majorité des cas, ces cordons se situent au contact des verrous rocheux qui barrent les cirques. En Clarée, certains de ces édifices morainiques viennent chevaucher les dépôts antérieurs, suggérant leur façonnement lors d’une véritable ré-avancée glaciaire.

23Il existe donc trois principales générations de moraines bien identifiées dans les vallées occidentales du haut bassin durancien. Les moraines de cirque (GY.MS4 et CL.MS3) appartiennent vraisemblablement à la même génération en Clarée et en Vallouise : localisées directement en aval des moraines du PAG, leur degré de préservation et leur situation sont comparables. Postérieures à l’ensemble des héritages inventoriés ici, elles permettent la définition d’un Stade 4 dans la séquence glaciaire. Par analogie, il semble que l’édifice de Vallouise GY.MS3 soit synchrone de la seconde génération de moraine identifiée en Clarée CL.MS2 : là encore, la situation des fronts glaciaires est comparable, correspondant au dernier stade glaciaire avant le retrait des glaciers dans les cirques glaciaires. Certes, l’altitude du stade de Vallouise est inférieure (300 m environ), ce qui peut s’expliquer par la meilleure alimentation du paléo-glacier de la Gyronde, eu égard à l’altitude de son bassin d’alimentation (directement adossé au Massif des Écrins). Le raccord topographique entre la moraine de Vallouise GY.MS3 et la troisième génération de terrasse fluvio-glaciaire (GY.TS3 et DU.TS3) indique qu’il s’agit d’héritages corrélatifs du Stade 3. Une interrogation subsiste néanmoins quant à la place de la première génération de moraines en Clarée (CL.MS1) : synchrones de la plus haute terrasse fluvio-glaciaire en Clarée (CL.TS1), sont-elles raccordées à la première (GY.TS1 et DU.TS1) ou à la seconde génération (GY.TS2 et DU.TS2) de terrasses en Gyronde/Durance ? Le simple comptage des stades de retrait depuis le PAG rend plus probable une corrélation entre CL.MS1/CL.TS1 etGY.TS2/DU.TS2.

Fig. 8 – Aperçu de différentes générations de moraines en Clarée.
Fig. 8 – Various generations of moraines in the Clarée valley.

Fig. 8 – Aperçu de différentes générations de moraines en Clarée. Fig. 8 – Various generations of moraines in the Clarée valley.

A : Photographie oblique des moraines CL.MS1, dans le secteur du Lac Laramond. Remarquer leur présence sur les deux versants encadrant la Clarée ; B : Photographie oblique de la moraine latérale de seconde génération (CL.MS2) en Haute-Clarée au débouché du cirque des Muandes ; C : Moraines de troisième génération (CL.MS3) correspondant à un englacement de cirque (Riou Blanc).
A: Photograph of moraines of the first generations (CL.MS1), next to Lac Laramond. Note their occurrence on both mountain slopes of the Clarée valley. B: Oblique photograph of a lateral moraine of the second generation (CL.MS2) at the mouth of the Muandes cirque, upper Clarée valley. C: Third generation of moraines (CL.MS3), that correspond to a cirque glaciation (here Riou Blanc cirque).

Les édifices morainiques de cirque : le cas des vallées occidentales

24Dans les vallées occidentales, aucun édifice morainique n’a pu être identifié dans les vallées (Cerveyrette, Guil), du fait du substrat à prédominance schisteuse, peu propice à une bonne préservation des formes. Les moraines conservées se situent dans les cirques glaciaires. Le cirque sud de Rochebrune fournit une vision complète des stades glaciaires postérieurs au DMG (fig. 9). En effet, à cette période le glacier local venait butter contre le glacier remplissant la vallée du Guil. À leur contact fut façonné un complexe morainique où se retrouvent juxtaposés les matériaux qu’ils ont transportés. Trois générations de moraines (GL.MS1, GL.MS2, GL.MS3) ont été identifiées, directement en aval des moraines de névé du PAG. Il est à noter cependant que la génération la plus externe, la plus ancienne, a été très mal préservée. Au total, la position des édifices indique que les fronts glaciaires ont avancé à trois reprises pour atteindre des altitudes similaires, comprises entre 2 250 m et 2 400 m. En Cerveyrette, deux générations sont identifiées (CE.MS1, CE.MS2). Les cordons morainiques les plus anciens se situent entre 2 300 m et 2 400 m d’altitude, hormis en aval du cirque de la Charvie où le vallum se situe à 2 180 m d’altitude (fig. 10). D’une façon plus générale, en associant la morphologie des cordons à la présence d’erratiques de dolomies, nous attestons que les glaciers issus des différents cirques collecteurs confluaient, formant deux amorces de langues glaciaires : l’une s’écoulant vers le nord dans le vallon de Prafauchier, l’autre vers le sud (fig. 10). Les cordons morainiques plus internes (CE.MS2) se superposent localement à cette génération de moraines (fig. 10). L’occurrence d’une véritable ré-avancée glaciaire lors du façonnement des moraines internes est donc suggérée. Par le comptage des stades de retrait, en aval des édifices du PAG, les cordons morainiques identifiés dans ces cirques se corrèlent donc de la façon suivante. En aval des héritages du PAG se situent les cordons GL.MS3 et CE.MS2, que nous pouvons associer aux moraines de cirque GY.MS4 et CL.MS3. Ce résultat est corroboré par le recouvrement partiel des édifices plus anciens, tels que GL.MS2 et CE.MS1, à l’instar de ce qui a été observé en Clarée. Cette analogie indique que les moraines externes correspondent à un stade de retrait (Stade 4). Plus en aval, les moraines GL.MS2 et CE.MS1 se corrèlent avec les édifices GY.MS3 et CL.MS2, donc avec le Stade 3; enfin la moraine GL.MS1, la plus ancienne, pourrait être synchrone de CL.MS1.

Fig. 9 – Croquis géomorphologique de la face sud de Rochebrune, secteur de Souliers.
Fig. 9 – Geomorphic pattern of the southern slope of Rochebrune, Souliers area.

Fig. 9 – Croquis géomorphologique de la face sud de Rochebrune, secteur de Souliers. Fig. 9 – Geomorphic pattern of the southern slope of Rochebrune, Souliers area.

1 : crêtes ; 2 : sommet ; 3 : cours d’eau ; 4 : zone humide : 5 : cirque ; 6 : till ; 7 : moraine latéro-frontale (GL.MS1) ; 8 : hummocks ; 9 : moraine latéro-frontale (GL.MS2) ; 10 : moraine latéro-frontale (GL.MS3) ; 11 : terrasse ; 12 : blocs erratiques locaux ; 13 : blocs erratiques provenant du Guil ; 14 : extension glaciaire DMG ; 15 : extensions glaciaires post-DMG ; 16 : flux glaciaire ; 17 : lac.
1: ridges; 2: summit; 3: stream; 4: wetland; 5: cirque; 6: till; 7: latero-frontal moraine (GL.MS1); 8: hummocks; 9: latero-frontal moraine (GL.MS2); 10: latero-frontal moraine (GL.MS3); 11: terrace; 12: local erratic; 13: erratic carried from the Guil catchment; 14: LGM glacier extents; 15: Post-LGM glacier extents; 16: glacier flux; 17: lake.

Fig. 10 – Cartographie des héritages glaciaires en Cerveyrette.
Fig. 10 – Map of features from past glaciations in the Cerveyrette valley.

Fig. 10 – Cartographie des héritages glaciaires en Cerveyrette. Fig. 10 – Map of features from past glaciations in the Cerveyrette valley.

1 : crêtes ; 2 : sommet ; 3 : isohypse ; 4 : cirque ; 5 : extension du glacier de la Cerveyrette au DMG ; 6 : till ; 7 : roches moutonnées ; 8 : bloc erratique ; 9 : moraine latéro-frontale (CE.MS1) ; 10 : moraine latéro-frontale (CE.MS2) ; 11 : moraine de névé (PAG) ; 12 : verrou.
1: ridges; 2: summit; 3: contour; 4: cirque; 5: LGM extent of Cerveyrette glacier; 6: till; 7: “roches moutonnées”; 8: erratic; 9: latero-frontal moraine (CE.MS1); 10: latero-frontal moraine (CE.MS2); 11: protalus rampart (Little Ice Age); 12: glacially polished knob.

Synthèse chronologique

Des moraines datées du Préboréal et du Dryas récent

25Les âges obtenus permettent de dater les stades 3 et 4 identifiés (fig. 11). Les moraines CL.MS2 (Stade 3), correspondant à la dernière phase d’englacement de vallée en Gyronde et Clarée, est datée du Dryas Récent. Plus précisément les âges CRE obtenus oscillent entre 11,3 ± 0,8 ka (moraine latérale en amont de la Clarée) et 11,8 ± 0,6 ka (dépôts morainiques façonnés en drumlins dans le bassin de Névache). Ces âges sont à rapprocher de la période de mise à jour des roches moutonnées en Haute-Clarée, en amont de Névache : les sept âges CRE qui y ont été obtenus suggèrent que la langue glaciaire a définitivement disparu vers 11,3 ± 2,1 ka, réduisant alors l’englacement aux zones de cirque sur l’ensemble du haut bassin durancien. Une bonne résolution chronologique est également obtenue dans le cas des moraines du Stade 4 (GY.MS4 et CL.MS3). En effet, elles sont post-datées par des âges CRE obtenus sur les verrous contre lesquels elles s’adossent [cirques du Chardonnet (Clarée) et de Claphouse (Gyronde)] ou bien datées directement à travers les âges CRE des blocs qui les constituent. Les résultats montrent une cohérence d’ensemble : les verrous situés à l’aval des moraines ont été déglacés entre 11,2 ± 2,0 (deux âges obtenus au Chardonnet) et 10,4 ± 1,1 ka (deux âges obtenus à Claphouse), c’est à dire dès la fin du Dryas récent. Ces dates suggèrent que les glaciers se sont retranchés dans les cirques glaciaires en Clarée et Gyronde peu après le Stade 3, lors d’un retrait glaciaire qui fut semble-t-il rapide : d’une durée de quelques siècles, selon les âges CRE. La moraine des Muandes (CL.MS3), datée de 9,7 ± 0,8 ka d’après six âges CRE, indique que la poussée glaciaire suivante a eu lieu dès le Préboréal. Au final, nous identifions donc un enchaînement relativement rapide d’une phase de stationnement glaciaire (Stade 3) au Dryas récent, suivie d’un retrait semble-t-il brutal des glaciers, avant qu’une véritable avancée glaciaire ne se produise (Stade 4) à l’entrée de l’Holocène.

Fig. 11 – Synthèse des séquences d’englacement du DMG à nos jours en haute-Durance.
Fig. 11 – Synthesis of glacial extent sequences from the Last Glacial Maximum to the present in the Upper-Durance catchment.

Fig. 11 – Synthèse des séquences d’englacement du DMG à nos jours en haute-Durance. Fig. 11 – Synthesis of glacial extent sequences from the Last Glacial Maximum to the present in the Upper-Durance catchment.

1 : âges CRE ; 2 : dates 14C (Chardon, 1993 ; Arnaud-Fassetta et Fort, 2004) ; 3 : glacier de vallée ; 4 : moraines ; 5 : déglaciation totale ; 6 : développement forestier ; 7 : retrait glaciaire ; 8 : terrasse fluvio-glaciaire ; 9 : séquences favorables aux glaciers (DMG = Dernier Maximum Glaciaire ; OD = Dryas ancien ; YD = Dryas récent ; PB = Préboréal ; PAG = Petit Âge Glaciaire). La séquence Moyenne-Durance / Ubaye est retranscrite d’après Jorda (1983, 1986), Jorda et al. (1999, 2000).
1: CRE ages; 2: 14C dates (Chardon, 1993; Arnaud-Fassetta and Fort, 2004); 3: valley glacier ; 4: moraines; 5: ice-free area; 6: forest cover; 7: glacier retreat; 8: glacio-fluvial terrace; 9: sequences favouring glaciers (DMG = Last Glacial Maximum; OD = Older Dryas; YD = Younger Dryas; PB = Preboreal; PAG = Little Ice Age). The Moyenne-Durance / Ubaye sequence is drawn from Jorda (1983, 1986) and Jorda et al. (1999, 2000).

Hypothèses concernant le début du Tardiglaciaire

26Les héritages antérieurs à ces deux générations de moraines ne sont malheureusement pas directement datés. Un âge CRE obtenu sur une roche moutonnée à proximité de la trimline du DMG a été évalué à 28,8 ± 5,6 ka. Compte tenu de son importante marge d’erreur, cette date reste en accord avec les datations radiocarbones obtenues sur le complexe morainique de Plan Roman (24 ka BP), au front du paléo-glacier durancien (Jorda et al., 1999), et dans la vallée de l’Isère (déglaciation du Grésivaudan à 27 ka BP ; Hannss, 1973). Postérieurement à cette phase d’englacement maximale, les enregistrements polliniques (De Beaulieu et Reille, 1983 ; Dijkstra et al., 1990) et morphologiques (Jorda, 1988 a et b, 1993) indiquent la présence de trois stades glaciaires entre le DMG et le Dryas Récent : le stade de Rourebeau, correspondant à la dernière avancée du grand glacier durancien (21 ka BP), un stade identifié dans le sillon de Gap (18 ka BP) et le Dryas Ancien (15 ka BP). Il est donc probable que les deux principales générations de terrasses fluvio-glaciaires observées en Gyronde/Durance se rattachent à ces stades. La terrasse supérieure (DU.TS1 et GY.TS1), observée sous la trimline du DMG entre Vallouise et Guillestre, ne peut correspondre au Stade de Rourebeau d’après la loi de Nye-Lliboutry. La moraine de Rourebeau, située 5 km en arrière du stade de Plan Roman, ne pourrait être mise en relation qu’avec un faible abaissement de la surface du glacier (65-75 m) entre Guillestre et l’Argentière. Seul le retrait vers le stade de Gap peut être corrélatif d’un abaissement de 350-400 m du niveau atteint par les glaces, valeur correspondant à l’écart d’altitude entre la trimline et les terrasses du Stade 1. Les terrasses inférieures (DU.TS2 et GY.TS2), observées notamment à Puy Saint Vincent, Villar-Meyer, et en aval de l’Argentière la Bessée, pourraient ainsi correspondre au Dryas Ancien. La disparition de la langue glaciaire du Guil se serait amorcée dès le Dryas Ancien, tandis que la branche durancienne (en amont de l’Argentière la Bessée) montrait des signes de décrépitude (cf. dépôts fluvio-lacustres de Villar-Meyer). Autrement dit, le paléo-glacier de la Gyronde demeurait, à ce stade, la langue glaciaire la plus puissante, pouvant s’avancer dans le bassin de Guillestre. La principale incertitude concerne la terrasse fluvio-glaciaire supérieure de la vallée de la Clarée (CL.TS1), qui se raccorde aux plus anciennes générations de moraines (CL.MS1) et qui marque l’interruption de la transfluence entre la Vallée-Étroite et la Clarée. La présence de dépôts morainiques aussi hauts dans le bassin-versant, témoignant d’une extension de la zone d’ablation glaciaire à une altitude relativement haute, plaide davantage pour une mise en place lors du Dryas ancien.

Discussion et implications paléoenvironnementales

Deux phases de construction d’édifices morainiques

27L’un des principaux résultats obtenus par datation directe des héritages glaciaires est l’estimation de l’âge des deux principales générations de moraines, antérieures au PAG, identifiées de façon récurrente sur l’ensemble du Briançonnais. A l’instar de ce qui avait été défini en Ubaye et dans les Alpes Maritimes, ces deux générations de moraines ont longtemps été supposées appartenir au Dryas ancien et au Dryas récent (Lahousse, 1994 ; Colas, 2000 ; Cossart, 2000, 2001). Les premières dates CRE obtenues (Cossart, 2005) ont permis de montrer que ces héritages pouvaient être plus récents qu’initialement attendu, sans permettre toutefois une datation plus précise. Il apparaît donc aujourd’hui que ces édifices correspondent au Dryas récent et au Préboréal. Ce schéma (fig. 11 et fig. 12) ne remet cependant pas en cause les résultats indirects obtenus précédemment : la comparaison des cadres chronologiques et des LEG avec d’autres secteurs alpins en atteste. Les âges CRE apparaissent en effet en parfaite cohérence avec les trois autres séquences chronologiques définies dans les Alpes où le Dryas récent (« Egesen ») et le Préboréal (défini comme « Kartell » en Suisse et Autriche) sont les deux principaux stades glaciaires post-DMG ayant permis la construction et la préservation d’édifices morainiques (Kerschner et Ivy-Ochs, 2007 ; Ivy-Ochs et al., 2007). Les moraines du Dryas Récent ont des âges compris entre 10,8 et 12,3 ka (Federici et al., 2008 ; Ivy-Ochs et al., 2009), tandis que celles du stade Kartell ont été datées entre 10,8 et 10 ka (Federici et al., 2008 ; Ivy-Ochs et al., 2009). Dans ces secteurs, les auteurs insistent sur le fait que les moraines du stade Kartell peuvent recouvrir en partie les dépôts du Dryas récent, indiquant, conformément à ce qui est observé en Haute-Durance, une véritable ré-avancée glaciaire lors de ce stade en relation avec un pic de froid marqué entre 11 et 10,5 ka (Kerschner et al., 2007). Après le Préboréal, le Boréal (10,2-9 ka) comme l’Optimum Climatique Holocène (9-5 ka) apparaissent comme des phases trop chaudes pour permettre une recrudescence glaciaire (Ivy-Ochs et al., 2007, 2009). En outre, il était admis que le Dryas récent était une péjoration climatique majeure, pouvant être plus prononcée que le Dryas ancien (Jorda, 1986 ; Dijkstra et al., 1990 ; Ivy-Ochs et al., 1999). La dépression de la LEG estimée en Haute-Durance, comprise entre -500 m et -400 m (fig. 12B), est d’ailleurs comparable aux estimations effectuées dans les Alpes centrales (Kerschner et al., 2008 ; Ivy-Ochs et al., 2009). Le Préboréal était quant à lui identifié comme une récurrence glaciaire possible avant l’Optimum Climatique Holocène dans les Alpes du Sud (Jorda, 1983, 1988, 1993) et centrales (Ivy-Ochs et al., 2007, 2008, 2009). Ce stade glaciaire est généralement associé à des dépressions de la LEG de l’ordre de -100 m à -150 m. Dans le cas présent, les valeurs de dépression obtenues sont comparables, quoique légèrement supérieures (-200 m sur l’ensemble de la Haute-Durance).

Fig. 12 – Transition Tardiglaciaire / Holocène dans le haut bassin durancien.
Fig. 12 – Lateglacial / Holocene transition in the Upper-Durance catchment.

Fig. 12 – Transition Tardiglaciaire / Holocène dans le haut bassin durancien. Fig. 12 – Lateglacial / Holocene transition in the Upper-Durance catchment.

A : Cartographie. 1 : englacement lors du Dryas récent ; 2 : englacement lors du Préboréal. B : Profil schématique reconstituant les gradients de LEG.
A: Mapping. 1: glacier extents during the Younger Dryas; 2: glacier extents during the Preboreal period. B: Schematic profile reconstructing Equilibrium Line Altitude gradients.

Reconstitution paléogéographique de la déglaciation

28Les langues glaciaires locales se maintiennent dans les vallées de rive droite (Clarée, Gyronde) jusqu’à la fin du Tardiglaciaire. En Haute-Clarée, le front glaciaire semble s’être stabilisé autour de 1 500 m lors du Dryas récent, tandis que le front glaciaire atteint 1 000 m en Gyronde (stade de Vallouise). Le Tardiglaciaire est suivi d’une déglaciation rapide des fonds de vallée en Haute-Clarée et en Gyronde, comme en attestent les datations 10Be. À partir de 10 ka, les glaciers se cantonnent uniquement dans les cirques d’altitude. Cette séquence est tout d’abord conforme au scénario défini par des datations radiocarbones dans la vallée du Vénéon et le Massif du Taillefer, où des glaciers de vallée se maintiennent jusqu’au début de l’Holocène (Edouard, 1979). Ce schéma contraste avec ce qui est observé en Queyras ou en Cerveyrette : l’englacement y semble limité aux seuls cirques glaciaires dès le début du Tardiglaciaire (fig. 12A). Le déclenchement précoce du glissement-coulée du Chenaillet (Becker, 1952 ; Breteaux, 1998), le rythme de constitution des cônes torrentiels dans les bassins affluents du Guil (Arnaud-Fassetta et Fort, 2004) ou encore la dynamique de colonisation végétale au Tardiglaciaire (Muller et al., 2007) confirment une déglaciation précoce de ces vallées. À la charnière Tardiglaciaire/Holocène, les fronts glaciaires se situent entre 2 200 m et 2 400 m, ce qui est comparable aux altitudes des fronts attribués au Dryas récent en Ubaye (2 100-2 300 m ; Jorda, 1993) ou dans le Mercantour (2 200-2 300 m ; Julian, 1980). En Cerveyrette et dans la vallée du Guil, la disparition quasi-complète des glaciers intervient après le Préboréal. Ce schéma est compatible avec l’évolution glaciaire en Ubaye où les glaciers ont disparu aux altitudes inférieures à 3 100 m en cette période d’Optimum Climatique Holocène (période Atlantique ; Jorda, 1993). Nous sommes donc en présence de deux schémas d’évolution distincts. Dans les bassins versants de rive droite, la déglaciation des fonds de vallée s’effectue en deux étapes. La première correspond à un amincissement des langues glaciaires et à un désenglacement des basses vallées lors du Tardiglaciaire. Ensuite, les glaciers se retranchent à haute altitude dans les cirques glaciaires au début de l’Holocène. À l’inverse, dans les vallées de rive gauche, le schéma de la déglaciation se calque sur celui établi en Ubaye, avec un retrait complet des glaciers de vallée dès le Tardiglaciaire, la déglaciation étant quasiment totale après le Préboréal.

Une dissymétrie de l’englacement qui s’accentue au Tardiglaciaire

29Lors du DMG, les conditions d’englacement demeurent relativement homogènes sur l’ensemble de la Haute-Durance (Cossart, 2008). L’altitude de la LEG, calculée à partir de l’altitude des dépôts de till, est comparable sur l’ensemble des bassins versants, comprise entre 1 900 m et 1 950 m d’altitude (fig. 12B). Il en ressort que les zones contribuant à l’accumulation glaciaire ne se localisaient pas de façon préférentielle dans un secteur particulier de la Haute-Durance, pas même autour du Massif des Écrins, pourtant plus favorable en raison de son énergie de relief. Les conditions d’englacement apparaissent comparables dans les différents bassins versants du secteur, suggérant que les différences d’épaisseur observées ne résultent que des dimensions et de l’altitude des impluviums (Cossart, 2005, 2008). À la fin du Tardiglaciaire, l’extension des glaciers a permis d’estimer les LEG entre 2 300 m et 2 450 m en Briançonnais occidental, respectivement en Gyronde et Clarée. La LEG se situe en revanche autour de 2 600 m dans la partie orientale du secteur (Queyras, Cerveyrette), localement vers 2 700 m sur la face sud de Rochebrune. La variation spatiale de l’altitude des LEG indique l’apparition d’une dissymétrie de l’englacement après le DMG, plus précisément lors du Tardiglaciaire (fig. 12B). Ce fait conforte les hypothèses, déjà émises, indiquant que le Massif des Écrins – Pelvoux aurait constitué, après le DMG, un môle d’englacement de première importance à l’échelle alpine (Monjuvent, 1967 ; Edouard, 1979). En effet, nos quantifications témoignent d’une remontée des LEG lors du Tardiglaciaire à travers le haut bassin durancien, de l’ordre de 300-400 m d’ouest en est. Le gradient correspondant est de 12 m/km, valeur légèrement supérieure à celle calculée pour la période actuelle (8 m/km ; Cossart, 2005). Cette valeur est cependant comparable à celles estimées dans les zones à fort gradient d’humidité comme la chaîne des Cascades (Porter, 1977) ou dans les Alpes néo-zélandaises (Porter, 1975) : le gradient d’altitude des LEG peut y atteindre 15 m/km voire 20 m/km, ce qui est mis en relation avec une décroissance progressive des précipitations de l’ordre de 30 % sur une distance d’environ 30 km. Il semble donc s’opérer un changement dans la logique spatiale de répartition de l’englacement lors du Tardiglaciaire. Ce changement peut avoir été amplifié par la nature du relief (hypsométrie, encaissement des vallées), plus favorable au maintien des glaces dans le Massif des Écrins que dans la partie orientale du haut bassin durancien. Cependant, son ampleur est telle qu’une modification de la circulation atmosphérique comme le renforcement de la circulation zonale d’ouest pourrait en être aussi la cause (Anderson, 1997 ; Van Geel et al., 1999 ; Barcena et al., 2001 ; Duplessy et al., 2001 ; Federici et al., 2008).

Conclusion

30Les investigations menées en Haute-Durance ont permis d’améliorer les connaissances relatives à la déglaciation tant d’un point de vue chronologique que spatial. D’un point de vue chronologique, les corrélations entre les héritages glaciaires ont permis d’identifier quatre phases principales de retrait postérieures au DMG : les deux premières, probablement intervenues entre le DMG et le Dryas ancien, se marquent principalement par la mise en place de terrasses fluvio-glaciaires ; les deux suivantes, datées par les âges CRE, correspondent au Dryas récent et au Préboréal. Ces deux derniers stades ont permis la construction de la majorité des édifices morainiques post-DMG identifiables aujourd’hui. D’un point de vue spatial, des modalités de déglaciation différentes apparaissent entre l’ouest et l’est du Briançonnais. La déglaciation s’est effectuée de façon progressive dans les bassins versants de la partie occidentale : des langues glaciaires se sont maintenues au Tardiglaciaire, tandis que les glaciations de cirque ne s’amorcent qu’au début de l’Holocène. Dans les bassins versants de la partie orientale, la déglaciation fut plus spectaculaire : les vallées ont été déglacées lors du Tardiglaciaire. Dès le Dryas récent, les glaciers sont cantonnés aux seuls cirques. Cette dissymétrie mise en place lors du Tardiglaciaire constitue une donnée essentielle pour les paléo-climatologues, qui peuvent y trouver une confirmation de leurs modèles, indiquant qu’après une phase d’atténuation au DMG, la circulation d’ouest typique des moyennes latitudes se serait rétablie au Tardiglaciaire.

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Annexe

Abridged English version

In geomorphological research, mountainous areas are of prime importance as they are very sensitive to both past and future climate changes, particularly through glacier variations. The knowledge of past mountain glaciations has long been hampered by a lack of chronological data : the scarcity of organic matter makes radiocarbon ages rare. During the last decade, however, many geomorphic results of past glaciations were re-investigated using new chronological techniques, such as Cosmic Ray Exposure (CRE). Extensive areas have been studied in Switzerland (Ivy-Ochs et al., 1999, 2006, 2008), but some recent results were also acquired in Austria, in Italy (Federici et al., 2008) and in France (Brocard et al., 2003 ; Cossart et al., 2008).

We focus here on the Durance valley, the main trunk valley of the southern French Alps. During the Last Glacial Maximum it was occupied by one of the largest glaciers in the Alps (fig. 1), 150 km long : its front reached about 600 m asl. The associated Equilibrium Line Altitude (ELA) was about 1800 m (Jorda, 1993 ; Cossart et al., 2008). As the catchment is now mostly deglaciated (only about twenty either small or cirque glaciers remain, in the Massif des Écrins), the deglaciation pattern since the Last Glacial Maximum (LGM) is one of the most impressive of the Alps. However, the chronological sequences of this transition remain mostly unknown. Until recently, only one part of the southern French Alps was extensively investigated (Jorda, 1988 a and b, 1993 ; Jorda et al., 2000) : the Ubaye and Verdon valleys. According to geomorphic evidence and indirect radiocarbon ages (peat bogs, torrential deposits), deglaciation was defined as rapid, characterised by one main stage only. In these areas, Valley glaciers disappeared between 18 ka and 15 ka BP, and only small (cirque) glaciers occurred during the Late-Glacial period. As the Durance catchment upstream Guillestre, which was the accumulation area of the most important glacier of southern French Alps, has not been studied there remains a question : can the scenario defined in Ubaye be applied in that area ?

In this paper, we make an inventory of the geomorphic results of past glaciations, especially glacial stages that occurred just after the Last Glacial Maximum. More than 35 CRE ages have been obtained in 2004 and 2008, providing new chronological benchmarks for defining the transition between the LGM and the Holocene, thus answering remaining questions about the Upper-Durance catchment. A chronological sequence, subdivided into four main stages, helps us to define a scenario for glacial variations during the Late-Glacial/Holocene transition. After the Last Glacial Maximum, two stages of glacier thinning are observed through glacio-fluvial terraces shaped next to L’Argentière-la-Bessée and Guillestre. At the end of the Late-Glacial and at the beginning of the Holocene, two generations of moraines were deposited within the valleys and at the termini of cirque glaciers within western catchments (Clarée, Gyronde), but only cirque glacier moraines are found in the eastern catchments (Cerveyrette, Guil). Collectively, the assemblage and the location of such features imply that valley glaciers disappeared probably at the end of the Late-Glacial in the western part of the study area, but possibly before the Older Dryas in the eastern part. Thus the main results are both chronological (two generations of moraines identified as Younger Dryas and Preboreal features) and spatial (asymmetry of glacier development in the Upper-Durance catchment during the Late-Glacial).

The CRE ages fit very well with the scenario defined in other parts of the European Alps, where two main generations of post-LGM moraines are identified. A synchronicity of glacial responses during the Younger Dryas and the Preboreal is thus emphasised. This scenario is linked to very low Equilibrium Line Altitudes (ELAs) during Younger Dryas and Preboreal : located respectively 600 m and 520 m below the Little-Ice-Age ELA. These low ELAs are observed particularly in the western part of the catchment, where they were about two hundred meters below the ELA estimated in the eastern part. Altogether, this implies that the upper part of the Durance catchment was probably affected by humid conditions during the Late-Glacial, with westerly and north-westerly winds.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – L’englacement durancien lors du Pléistocène supérieur. Fig. 1 – Glacial extents within the Durance catchment during the Upper Pleistocene.
Légende A : Carton de localisation. B : Extensions glaciaires maximales observées dans le Gapençais. 1 : extension lors du Riss ; 2 : extension maximale lors du Würm ; 3 : stade Gap (18 ka BP) ; 4 : zones d’accumulation glaciaire lors du DMG. D’après Gidon et Monjuvent, 1969. C : Epaisseur du glacier durancien en Briançonnais lors du DMG. 1 : sommet ; 2 : crêtes principales ; 3 : col. Coordonnées en Lambert II. D’après Cossart et al., 2008.A: Location of the study area. B: Maximum extents in Gap area. 1: Rissian extents; 2: Pleniglacial (Würmian) extents; 3: Gap stage (18 ka BP); 4: accumulation areas during the LGM period. After Gidon and Monjuvent, 1969. B: Glacier thickness next to Briançon during the Last Glacial Maximum. 1: summit; 2: main ridges; 3: pass. Spatial coordinates in Lambert II. After Cossart et al., 2008.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-1.png
Fichier image/png, 137k
Titre Fig. 2 – Nomenclature pour le classement et l’identification des héritages glaciaires.Fig. 2 – Nomenclature for the classification and the identification of features from glaciation.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-2.png
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Titre Tab. 1 – Synthèse des échantillons prélevés et dates par âge CRE.Tab. 1 – Synthesis of samples acquired for CRE ages estimations.
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Titre Fig. 3 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans les bassins de l’Argentière la Bessée et de Guillestre. Fig. 3 – Glacio-fluvial terraces in l’Argentière la Bessée and Guillestre basins.
Légende 1 : crêtes ; 2 : sommets ; 3 : cours d’eau ; 4 : coupes levées ; 5 : roches moutonnées ; 6 : bloc erratique ; 7 : conglomérats de Mont-Dauphin ; 8 : terrasse fluvio-glaciaire 1 ; 9 : terrasse fluvio-glaciaire 2 ; 10 : limite d’englacement lors du DMG ; 11 : limite d’englacement en phase 1 ; 12 : limite d’englacement en phase 2.1: ridges; 2: summits; 3: stream; 4: cross-sections described; 5: “roches moutonnées”; 6: erratic; 7: Mont-Dauphin conglomerates; 8: glacio-fluvial terrace 1; 9: glacio-fluvial terrace 2; 10: glacier extents during the LGM; 11: glacier extents during stage 1; 12: glacial extents during stage 2.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-4.png
Fichier image/png, 300k
Titre Fig. 4 – Exemples de coupes levées dans les dépôts des terrasses fluvio-glaciaires. Fig. 4 – Examples of sections observed in glacio-fluvial terrace deposits.
Légende A : Coupe de Villar-Meyer ; B et C : Passées lacustres dans l’unité 2 ; D : Agencement et mise en cohérence des coupes relevées entre Puy-Saint-Vincent et Guillestre.A: Villar-Meyer section; B and C: Lacustrine deposits (unit 2); D: Stratigraphic correlation of sections observed between Puy-Saint-Vincent and Guillestre.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-5.png
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Titre Fig. 5 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans le secteur de Puy-Saint-Vincent. Fig. 5 – Glacio-fluvial terraces in the Puy-Saint-Vincent area.
Légende A : Agencement des héritages glaciaires en basse Gyronde. 1 : cours d’eau ; 2 : crêtes ; 3 : iso-hypses ; 4 : glaciers (cartographiés en 2003) ; 5 : terrasse fluvio-glaciaire 1 ; 6 : terrasse fluvio-glaciaire 2 ; 7 : terrasse fluvio-glaciaire 3 ; 8 : extensions glaciaires associées ; 9 : moraines latéro-frontales ; 10 : âge CRE (GYR_04_01 et 02). B : Profil transversal au système ; C : Profil longitudinal.A: Geomorphic remnants of past glaciers in the lower Gyronde. 1: stream; 2: ridges; 3: contours; 4: glaciers (mapped in 2003); 5: glacio-fluvial terrace 1; 6: glacio-fluvial terrace 2; 7: glacio-fluvial terrace 3; 8: related glacier extents; 9: latero-frontal moraines; 10: CRE age (GYR_04_01 and 02). B: Transverse cross-section; C: Long profile.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-6.png
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Titre Fig. 6 – Cartographie des héritages glaciaires en Clarée. Fig. 6 – Map of features from past-glaciations in the Clarée valley.
Légende 1 : crêtes ; 2 : sommet ; 3 : roches moutonnées ; 4 : verrou glaciaire ; 5 : till ; 6 : bloc erratique ; 7 : terrasse fluvio-glaciaire (CL.TS1) ; 8 : terrasse fluvio-glaciaire (CL.TS2) ; 9 : moraine latéro-frontale (CL.MS1) ; 10 : moraine latéro-frontale (CL.MS2) ; 11 : moraine latéro-frontale (CL.MS3) ; 12 : extension du glacier de la Clarée lors du DMG ; 13 : transfluences ; 14 : âges CRE. M = Muandes ; RB = Riou Blanc ; LR = Lac Laramond (voir fig. 8).1: ridges; 2: summit; 3: “roches moutonnées”; 4: glacially polished knob; 5: till; 6: erratic; 7: glacio-fluvial terrace 1; 8: glacio-fluvial terrace 2; 9: latero-frontal moraine (generation 1); 10: latero-frontal moraine (generation 2); 11: latero-frontal moraine (generation 3); 12: Pleniglacial extent of Clarée glacier; 13: transfluences; 14: CRE ages. M = Muandes; RB = Riou Blanc; LR = Lac Laramond (see fig. 8).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-7.png
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Titre Fig. 7 – Les terrasses fluvio-glaciaires dans le bassin de Névache. Fig. 7 – Glacio-fluvial terraces in the Névache basin.
Légende Les terrasses sont indiquées en hachures, elles marquent les deux principales étapes d’amincissement de la langue de glace. Les flèches correspondent aux flux glaciaires lors du DMG.Terraces are shown by hachures : they mark the two principal stages of thinning of the glacier tongue. Arrows represent glacial fluxes during the LGM.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-8.png
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Titre Fig. 8 – Aperçu de différentes générations de moraines en Clarée. Fig. 8 – Various generations of moraines in the Clarée valley.
Légende A : Photographie oblique des moraines CL.MS1, dans le secteur du Lac Laramond. Remarquer leur présence sur les deux versants encadrant la Clarée ; B : Photographie oblique de la moraine latérale de seconde génération (CL.MS2) en Haute-Clarée au débouché du cirque des Muandes ; C : Moraines de troisième génération (CL.MS3) correspondant à un englacement de cirque (Riou Blanc).A: Photograph of moraines of the first generations (CL.MS1), next to Lac Laramond. Note their occurrence on both mountain slopes of the Clarée valley. B: Oblique photograph of a lateral moraine of the second generation (CL.MS2) at the mouth of the Muandes cirque, upper Clarée valley. C: Third generation of moraines (CL.MS3), that correspond to a cirque glaciation (here Riou Blanc cirque).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-9.png
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Titre Fig. 9 – Croquis géomorphologique de la face sud de Rochebrune, secteur de Souliers. Fig. 9 – Geomorphic pattern of the southern slope of Rochebrune, Souliers area.
Légende 1 : crêtes ; 2 : sommet ; 3 : cours d’eau ; 4 : zone humide : 5 : cirque ; 6 : till ; 7 : moraine latéro-frontale (GL.MS1) ; 8 : hummocks ; 9 : moraine latéro-frontale (GL.MS2) ; 10 : moraine latéro-frontale (GL.MS3) ; 11 : terrasse ; 12 : blocs erratiques locaux ; 13 : blocs erratiques provenant du Guil ; 14 : extension glaciaire DMG ; 15 : extensions glaciaires post-DMG ; 16 : flux glaciaire ; 17 : lac.1: ridges; 2: summit; 3: stream; 4: wetland; 5: cirque; 6: till; 7: latero-frontal moraine (GL.MS1); 8: hummocks; 9: latero-frontal moraine (GL.MS2); 10: latero-frontal moraine (GL.MS3); 11: terrace; 12: local erratic; 13: erratic carried from the Guil catchment; 14: LGM glacier extents; 15: Post-LGM glacier extents; 16: glacier flux; 17: lake.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-10.png
Fichier image/png, 165k
Titre Fig. 10 – Cartographie des héritages glaciaires en Cerveyrette. Fig. 10 – Map of features from past glaciations in the Cerveyrette valley.
Légende 1 : crêtes ; 2 : sommet ; 3 : isohypse ; 4 : cirque ; 5 : extension du glacier de la Cerveyrette au DMG ; 6 : till ; 7 : roches moutonnées ; 8 : bloc erratique ; 9 : moraine latéro-frontale (CE.MS1) ; 10 : moraine latéro-frontale (CE.MS2) ; 11 : moraine de névé (PAG) ; 12 : verrou.1: ridges; 2: summit; 3: contour; 4: cirque; 5: LGM extent of Cerveyrette glacier; 6: till; 7: “roches moutonnées”; 8: erratic; 9: latero-frontal moraine (CE.MS1); 10: latero-frontal moraine (CE.MS2); 11: protalus rampart (Little Ice Age); 12: glacially polished knob.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-11.png
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Titre Fig. 11 – Synthèse des séquences d’englacement du DMG à nos jours en haute-Durance. Fig. 11 – Synthesis of glacial extent sequences from the Last Glacial Maximum to the present in the Upper-Durance catchment.
Légende 1 : âges CRE ; 2 : dates 14C (Chardon, 1993 ; Arnaud-Fassetta et Fort, 2004) ; 3 : glacier de vallée ; 4 : moraines ; 5 : déglaciation totale ; 6 : développement forestier ; 7 : retrait glaciaire ; 8 : terrasse fluvio-glaciaire ; 9 : séquences favorables aux glaciers (DMG = Dernier Maximum Glaciaire ; OD = Dryas ancien ; YD = Dryas récent ; PB = Préboréal ; PAG = Petit Âge Glaciaire). La séquence Moyenne-Durance / Ubaye est retranscrite d’après Jorda (1983, 1986), Jorda et al. (1999, 2000).1: CRE ages; 2: 14C dates (Chardon, 1993; Arnaud-Fassetta and Fort, 2004); 3: valley glacier ; 4: moraines; 5: ice-free area; 6: forest cover; 7: glacier retreat; 8: glacio-fluvial terrace; 9: sequences favouring glaciers (DMG = Last Glacial Maximum; OD = Older Dryas; YD = Younger Dryas; PB = Preboreal; PAG = Little Ice Age). The Moyenne-Durance / Ubaye sequence is drawn from Jorda (1983, 1986) and Jorda et al. (1999, 2000).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/9336/img-12.png
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Titre Fig. 12 – Transition Tardiglaciaire / Holocène dans le haut bassin durancien. Fig. 12 – Lateglacial / Holocene transition in the Upper-Durance catchment.
Légende A : Cartographie. 1 : englacement lors du Dryas récent ; 2 : englacement lors du Préboréal. B : Profil schématique reconstituant les gradients de LEG.A: Mapping. 1: glacier extents during the Younger Dryas; 2: glacier extents during the Preboreal period. B: Schematic profile reconstructing Equilibrium Line Altitude gradients.
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Pour citer cet article

Référence papier

Etienne Cossart, Didier Bourlès, Régis Braucher, Julien Carcaillet, Monique Fort et Lionel Siame, « L’englacement du haut bassin durancien (Alpes françaises du sud) du Dernier Maximum Glaciaire à l’Holocène : synthèse chronologique », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 17 - n° 2 | 2011, 123-142.

Référence électronique

Etienne Cossart, Didier Bourlès, Régis Braucher, Julien Carcaillet, Monique Fort et Lionel Siame, « L’englacement du haut bassin durancien (Alpes françaises du sud) du Dernier Maximum Glaciaire à l’Holocène : synthèse chronologique », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 17 - n° 2 | 2011, mis en ligne le 30 août 2013, consulté le 30 avril 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/9336 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.9336

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Auteurs

Etienne Cossart

Université Panthéon-Sorbonne (Paris 1) - UMR PRODIG 8586 CNRS - 2, rue Valette - 75005 Paris (etienne.cossart@univ-paris1.fr)

Articles du même auteur

Didier Bourlès

Centre Européen de Recherche et d’Enseignement des Géosciences de l’Environnement - Europôle Méditerranéen de l’Arbois - 13545 Aix-en-Provence cedex 04

Régis Braucher

Centre Européen de Recherche et d’Enseignement des Géosciences de l’Environnement - Europôle Méditerranéen de l’Arbois - 13545 Aix-en-Provence cedex 04

Julien Carcaillet

Laboratoire de Géodynamique des Chaînes Alpines - Maison des géosciences - Boite Poste 53 - 38041 Grenoble cedex 9

Monique Fort

Université Paris-Diderot (Paris 7) - UMR PRODIG 8586-CNRS - 105, rue de Tolbiac - 75013 Paris

Articles du même auteur

Lionel Siame

Centre Européen de Recherche et d’Enseignement des Géosciences de l’Environnement - Europôle Méditerranéen de l’Arbois - 13545 Aix-en-Provence cedex 04

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