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Le Quaternaire des vallées de l’Arve et de la Baltée,
la déglaciation au cours du Tardiglaciaire
Le Pléistocène de la vallée de l’Arve et du massif du Mont-Blanc
Les travaux récents permettent une reconstitution cohérente de la surface des glaciers qui recouvraient la région de l'Arve au cours du maximum würmien (Coutterand & Buoncristiani, 2006). La haute vallée de l’Arve et le massif du Mont Blanc, en position centrale durant cette période se situaient entièrement dans la zone d’accumulation de neige. Ainsi, durant cette phase d’englacement maximale, les processus d’érosion glaciaire dominaient dans la région du massif du Mont Blanc. Les formes de dépôts sont quasi inexistantes car un glacier ne construit pas de moraines en zone d’accumulation ; les dépôts apparaissent en aval de la ligne d’équilibre glaciaire. Cependant, dans la périphérie du massif du Mont Blanc, la présence de dépôts et de blocs erratiques s’explique par l’abaissement de la surface du glacier au début de la déglaciation ; les dépressions et les replats comme les sommets du Prarion ou du Mont d’Arbois ont alors piégé de nombreux dépôts glaciaires préservés jusqu’à aujourd’hui.
Haute vallée de l’Arve La cartographie des trimlines identifiées au niveau des paléo confluences des appareils du massif du Mont Blanc avec le glacier principal de l’Arve révèle les altitudes de la surface du glacier occupant la vallée de Chamonix : 2500 m au glacier du Tour, 2450 m au glacier d’Argentière, 2350 m à la Mer de Glace, 2200 m sous l’Aiguille du Goûter. A l’amont de la vallée de Chamonix, à chaque épisode froid du Pléistocène moyen et récent, la diffluence des Glaciers du Tour et d’Argentière par les Cols des Montets, des Posettes et de Balme a fonctionné. Ces deux appareils alimentaient le Glacier du Rhône par les Vallées de l’Eau Noire et du Trient dès que leur surface dépassait 1600 m d’altitude sur les flancs de la vallée de l’Arve. La direction de l’écoulement de ces deux appareils est confirmée : en effet, au nord du col des Montets, à proximité du sommet de la montagne des Posettes (2200 m) on observe dans les conglomérats du Permien un poli glaciaire strié orientées selon un axe SSE-NNW, en direction de la vallée du Rhône. Val Ferret italien, Val Veni et sud du massif du Mont Blanc C’est dans ces deux vallées que les formes d’érosion glaciaire sont les mieux préservées grâce à la lithologie (granite) du versant est du massif dont les commandements atteignent 2000 à 2500 m. De ce fait, la géomorphologie nous permet aisément de préciser l’altitude atteinte par les flux glaciaires. Dans le Val Ferret, les « trimlines » atteignent l’altitude de 2750 m au niveau de Pré de Bar et aux Monts Rouges de Triolet, puis 2675 m sous l’Aiguille de la Brenva, le Mont Chétif (2443 m) et la montagne de la Saxe (2348) disparaissant sous le glacier. La cartographie des « trimlines » au sud du col Ferret démontre que la surface du maximum était supérieure d’une centaine de mètres à celle du Val Ferret suisse ; cette paléogéographie confirme la mise en place d’une diffluence vers le nord (Val Ferret suisse) par les dépressions du Petit et du Grand col Ferret (Porter et Orombelli, 1982). Dans le Val Veni, les trimlines atteignent plus de 2800 m d’altitude aux Aiguilles Rouges du Brouillard et 2850 m au nord du col de la Seigne. En rive droite du Val Veni, l’altitude atteinte par la surface du glacier lui permettait de déborder une grande partie des crêtes situées à l’ouest du Mont Favre (2967) et de s’écouler au sud vers le bassin de la Thuile, situation qui suggère une diffluence par le col du Petit St Bernard. Le Pléistocène du glacier de la Baltée et le lobe d’Ivréa
Sur le versant oriental des Alpes, les phénomènes liés à la glaciation quaternaire ont contrôlé de manière déterminante la morphogenèse, non seulement dans les secteurs montagneux les plus élevés, mais également dans les basses vallées et à leur débouché sur les plaine du Piémont. Les phases d'expansion maximales et les phases de retrait du glacier principal de la Baltée, puissant système dendritique, sont à l'origine de l'amphithéâtre morainique d'Ivrea.
L'amphithéâtre morainique d'Ivréa (AMI) selon les auteurs 
L'amphithéâtre morainique d'Ivrée se développe avec une régularité étonnante, au front du débouché du Val d'Aoste, en un vaste arc de cercle externe de plus de 90 km sur une superficie d'environ 600 km2, dimensions qui lui valent d'être le 3e des amphithéâtres morainiques du versant italien des Alpes. Dans la littérature scientifique, l'AMI est interprété comme le produit de diverses pulsations glaciaires, qui ont donné naissance à trois groupes de moraines termi¬nales (CARRARO, 1992),qui sont, du plus interne au plus externe, des groupes de Borgo, de la Serra et de Bollengo. Ces groupes d'arcs morainiques présentent une structure complexe, due à la multiplicité des épisodes glaciaires et interstadiaires et interglaciaires responsables des phases de sédimentation et d'érosion. Trois générations de cordons morainiques sont différenciées par leurs faciès d'altération. De l'extérieur vers l’intérieur de l'amphithéâtre, ont reconnaît :
Le Groupe de Borgo Groupe le plus externe et ancien de l'AMI, il ne s'observe que sur le côté gauche de l'amphithéâtre. Les rapports stratigraphiques montrent que les plus anciens dépôts glaciaires reconnus dans le Groupe de Borgo sont contemporains des dépôts lacustres résultant du barrage du torrent Elvo par le glacier Baltée. Des études sur le paléomagnétisme de ces derniers [LANZA & ZANELLA, in CARRARO et al, 1991] ont montré que leur polarité inverse correspond à l'époque de Matuyama, c'est-à-dire au Pléistocène inférieur ; ces formations sont attribuées au Mindel.
Le Groupe de Serra  Son nom dérive de la Serra d'Ivrea, la forme la plus célèbre de l'amphithéâtre, composée de deux crêtes morainiques principales parallèles, qui présentent un profil longitudinal rectiligne caractéristique. La Serra d'Ivrea se développe sur le secteur gauche de l'AMI sur une longueur de 18 km et une dénivelé maximale de 600 m. Constituant la partie la plus interne d'un groupe de moraines, elle est exclusivement formée de dépôts glaciaires et glacigéniques et présente un profil d'altération moins épais (quelques mètres) et un indice de couleur des sols moins élevé que ceux des moraines plus externes. Les dépôts fluvio-glaciaires du Groupe de la Serra forment une série d'unités disposées en terrasse dans la partie interne de l'amphithéâtre et sur la plupart des cônes fluvio-glaciaires qui s'étendent de l’AMI jusqu'au Pô. La position chronologique du Groupe de la Serra est un thème scientifique qui a été régulièrement l'objet de débats. Un consensus se dégage pour l'attribuer à l'avant-dernière glaciation « Riss », aujourd'hui définie de manière plus correcte comme l'expansion glaciaire maximum du Pléistocène moyen), Groupe de Bollengo Les études menées dans le secteur d'Alice Superiore ont montré que les unités de dépôts glaciaires correspon¬dant aux arcs morainiques les plus internes et récents reposent sur des surfaces modelées dans le substratum à une altitude progressivement plus basse. C'est en par¬ticulier le cas des dépôts du Groupe de Bollengo, qui représenterait le dernier épisode glaciaire du Pléistocène récent édifié durant la première partie du dernier cycle glaciaire : le pléniglaciaire inférieur (65 000 BP- 55 000 BP) Les dépôts fluvio-glaciaires du Groupe de Bollengo constituent une séquence de terrasses emboîtées dans les sédiments glaciaires et fluvio-glaciaires des grou¬pes plus anciens. Des dépôts lacustres contemporains du Groupe de Bollengo attestent d'un lac proglaciaire qui s'étendait entre le front du glacier et les arcs morainiques du Groupe de la Serra. Les lacs de Candia et Viverone sont les restes de ce paléolac, tandis que son émissaire s'écoulait par la dépression de la «Doire morte» qui se développe dans la direction NW-SE et qui est en partie empruntée par l'actuelle bretelle auto¬routière Santhià-Ivrea. Au maximum würmien, le glacier Baltée avait une longueur de 140 km jusqu'à son front de Caluso. L’ensemble des bassins versants des glaciers latéraux tributaires du glacier principal présentent tous des altitudes élevées générant ainsi de vastes zones d’accumulation. Les zones d’accumulations étaient aussi alimentées par plusieurs diffluences : citons entre autres la diffluence des glaces par le col du Grand St Bernard et la diffluence des vastes zones d’accumulation centrées sur le Plateau Rosa – Gornergratt (Kelly et al. 2004) depuis le valais suisse.
La transition Pléniglaciaire - TardiglaciaireAprès le maximum würmien, les grands appareils ont rapidement libéré les plaines du piémont en se retirant dans leurs vallées respectives ; mais les études récentes nous apportent les preuves d’un stationnement, voir d’une importante récurrence, le stade des lacs. Le glacier de la Linth s’avance alors à l’extrémité nord du lac de Zurich, laissant en héritage les collines de la vieille ville et surtout le site bucolique de la vallée de la Sihl : la moraine du glacier empêche la Sihl de s’écouler vers le lac, et sur plusieurs dizaines de kilomètres, la rivière colle à la montagne et s’écoule parallèlement. On peut aussi attribuer à cette période la construction des moraines frontales de la Balme de Silingy au nord-ouest d’Annecy : une puissante langue diffluente, constituée par les glaces iséroises, de l’Arly et du Beaufortain, a pénétré dans la cluse d’Annecy-Faverges. Au retrait définitif de cette langue glaciaire apparaît le lac d’Annecy. Les données sédimentaires témoignent que la déglaciation de la cuvette a été très rapide, le lac étant libre de glace il y a 18 000 ans. Quant au glacier du Rhône, son stade se limite à la cuvette lémanique. Le front s’est avancé à l’emplacement de Genève, déposant alors les moraines de la vieille ville, puis le glacier a fluctué dans le Petit Lac, entre la rade de Genève et la région d’Yvoire.
La vallée de l’Arve La position du front du glacier de l’Arve est suggérée par de vastes dépôts morainiques encore visibles entre la Roche-sur-Foron et Reignier et par l’étonnante accumulation de blocs calcaires de la plaine des Rocailles.
Du point de vue géomorphologique, c’est le stade le mieux représenté par de vastes dépôts glaciaires et juxta glaciaire. L’hypothèse d’une récurrence a déjà été formulée par Armand (1978), nos observations récentes la confirment.
 Du point de vue chronologique : dans l’hypothèse ou la récurrence serait contemporaine du stade de Genève, cette extension pourrait être calé entre 25 000 et 20 000 cal. BP. Une datation (18900 ? 1800 10Be BP) a été obtenue par la mesure des cosmogéniques produits in situ (10Be). La vallée de la Baltée
On peut alors s’interroger sur l’extension du glacier de la Baltée, qui débouche encore à l’intérieur de l’AMI, alors que le front du glacier de l’Arve est distant d’une centaine de km de la confluence des flux Rhône Arve Isère à l’apex du lobe lyonnais. Cette situation paléogéographique traduit bien la morphologie et la dynamique glaciaire propre à chaque appareil : Le glacier de la Baltée est un système dendritique dont le flux principal est lié à la confluence de huit glaciers principaux drainant des bassins versant aux altitudes moyennes très élevées (Gressonnet, etc…) générant de vastes surfaces d’alimentation.
Le glacier de l’Arve montre une image bien différente : d’une part, sa zone d’accumulation est bien plus restreinte et le glacier est très peu réalimenté par les glaciers latéraux dans sa zone d’ablation. D’autre part, les bassins versant du glacier situés en zone d’alimentation sont drainés par deux importantes diffluences : en amont les cols des Montets et des Posettes, puis dans la partie médiane de con écoulement, l’importante diffluence du seuil de Megève qui contribue en outre à alimenter la langue d’Annecy.
Le Tardiglaciaire Après le dernier Pléniglaciaire, alors que les glaciers alpins étaient encore tous coalescents, le réseau glaciaire se scinde progressivement avec la fonte qui s’amorce, et les grands appareils s’individualisent dans leurs vallées respectives.Jalonnant les étapes de ce retrait, plusieurs stades de stationnement glaciaire successifs sont repérables dans la plupart des vallées. Il y a maintenant près de cent ans que des chercheurs comme Penck et Brückner (1909) se préoccupent de retracer les étapes de la déglaciation. Pendant le demi-siècle qui a suivi la parution de leur ouvrage, dans lequel furent définis trois stades post-würmiens (Bühl, Gschnitz et Daun) en aval des moraines récentes du Petit Age Glaciaire (voir plus loin), les auteurs étudièrent le retrait glaciaire dans les vallées alpines et confirmèrent ce schéma chronologique. Dans les années 1960, de nouvelles méthodes ont permis, sous l’impulsion des glaciologues autrichiens (Heuberger, 1968 ; Gross, Kerschner et Patzelt, 1977), de modifier ce modèle en l’étoffant, complétant ainsi les trois stades initiaux par deux autres stades : le Steinach et le Clavadel. Les auteurs, dont les terrains de recherche recouvrent progressivement l’ensemble du domaine alpin, ont peu à peu tenté de préciser pour chaque stade la position des appareils latéraux. Le schéma de synthèse proposé par Maisch (1981), à la suite de son étude des glaciers de l’Engadine, constitue actuellement la principale référence pour tous les chercheurs travaillant sur le Tardiglaciaire. Il met en évidence six stades principaux, ou complexes stadiaires, qui sont, d’aval en amont : les stades de Bühl, de Steinach, du Gschnitz, de Clavadel, du Daun et d’Egesen. Deux sont identifiés comme des récurrences, le Gschnitz (Ivy-Ochs, Kerschner, 2004, Coutterand, Nicoud, 2005) et le dernier, l’Egesen correspondant aux maximum des oscillations du Dryas récent (voir plus loin). Parallèlement, et à la suite de Maisch, de nombreux travaux ont été effectués sur les stades tardiglaciaires. Citons, pour mémoire, les travaux de Bless (1984) pour la partie orientale du Massif du Mont-Blanc, de Porter & Orombelli (1982) pour le versant italien du Mont-blanc, de Wetter (1987), Dorthe-Monachon (1987) ainsi que Coutterand et Nicoud (2005) pour la Vallée de l’Arve, enfin Durussel (1992) pour la Vallée de Trient. Le retrait du glacier de l’ArveDepuis 20 000 ans, les glaciers ont fondu progressivement et ont reculé jusqu’à occuper leurs positions actuelles au cœur des hauts massifs. Cette évolution fut cependant ponctuée de périodes de stabilisation, appelées stades. Entre -20 000 et –10 000 ans, les glaciers entament ainsi un lent recul entrecoupé de stationnements. Les stades de la basse vallée de l’Arve En aval du verrou de Cluses, plusieurs étapes sont identifiées après le maximum würmien. La plus importante est le stade de Bonneville-Marignier, caractérisé par deux stationnements du glacier dans l’ombilic de Cluses, comme en témoignent les faibles accumulations de la rive droite (Dorthe-Monachon, 1986). La paléogéographie de la langue glaciaire est suggérée par la présence de replats d’origine morainique à la topographie très molle que l’on reconnaît sur plusieurs kilomètres en amont de Marignier. Ce replat s’étend entre les hameaux de Charmey (620 m), Soucy (550 m) puis en rive droite du Giffre au lieu-dit les Rots (510 m). En rive gauche, un replat d’origine morainique est reconnu au hameau de Blanzy (580 m). Les stades de retrait en amont du verrou de Cluses
Le stade de Magland Pendant le stade de Magland, c’est encore un glacier puissant qui occupe la vallée ; il dépose les moraines latérales de Cordon-Combloux et les superbes blocs erratiques de granite du Mont-Blanc de Médonnet, échelonnés entre 700 et 900 m d’altitude. Le sentier des graniteurs (Gay et Burnier, 2000 ; Burnier, 2005) parcourt le versant interne de la moraine. En amont, les trois cordons morainiques du Lac Noir (au niveau des Houches) représentent d'autres témoins contemporaines de cette extension. Le glacier dépose aussi une moraine latérale au-dessus des Plagnes (sur Saint-Gervais) qui sera ravinée par l’action destructrice des eaux du Nant Ferney et du Nant Gibloux. La fameuse cheminée de fées dominant Saint-Gervais, surmontée d’un volumineux bloc de granite, en est le témoin spectaculaire. A ce stade, le glacier de l’Arve ne difflue déjà plus par la dépression de Megève, dont le seuil se situe vers 1100 m. Deux niveaux de constructions morainiques sont reconnaissables. Ils peuvent être globalement corrélés avec deux stades de stationnement du glacier, suivis de plusieurs niveaux d’abaissement. Des âges de 17540 ? 500 10Be BP et 17 700 ? 700 10Be BP, obtenus par la mesure des cosmogéniques produits in situ (10Be) (Siame et al., 2001) situent cette extension dans le Tardiglaciaire ancien. La technique retenue permet de quantifier la concentration en 10Be contenu dans les quartz. Le stade du Fayet du Milieu Puis, la déglaciation se poursuit ; les crêtes morainiques latérales du Fayet d’en Haut (altitude 740 m) et du Fayet du Milieu (710m) témoignent d’un glacier qui atteint encore la plaine de Domancy vers – 16 000 ans.Par le volume de cette construction morainique et sa préservation c’est, du point de vue morphologique, le stade le mieux défini du complexe du Fayet. Les critères géomorphologiques (crête morainique haute et effilée, bien détachée du versant) et la position altitudinale de la ligne d’équilibre glaciaire permettent d’interpréter ce stade comme une réavancée du glacier. Dans les Alpes orientales, la grande réavancée des glaciers durant le Tardiglaciaire est identifiée dans la vallée de Gschnitz par la moraine de Trins.
Le stade de Gschnitz a été daté par la mesure des cosmogéniques produits in situ. Le résultat obtenu est de 16 000 ? 400 10Be BP (Ivry-Ochs et al., 2000). Un âge identique d’environ 16000 cal BP peut donc être envisagé pour le complexe morainique du Fayet. Vers – 15000 ans, le front du glacier remonte dans le bassin de Servoz. En libérant l’éperon rocheux des Gures, il abandonne alors quelques blocs de granite dont le plus connu fut considéré pendant longtemps comme un dolmen. En réalité, le bloc du Laby est tout simplement un bloc erratique (communication F. DURAND).
A partir de cette époque, le glacier de l’Arve quitte définitivement l’ombilic du Fayet - Sallanches et se cantonne désormais entre l’ombilic de Servoz et la vallée de Chamonix. L’Arve entretient alors le vaste delta de Chedde, au pied du verrou cristallin des Gures (Baconnais et al. 1981).
Le stade des Houches
A ce stade, la vallée de Chamonix présente encore l’aspect d’un glacier de vallée ; tous les appareils du massif du Mont-Blanc sont jointifs. Le glacier du Tour, qui atteint 1600 mètres d’altitude sur sa rive droite, difflue par le Col des Montets, comme en témoigne la petite moraine latérale qu’on retourve à l’altitude de 1650 m au dessus de Montroc. L’extrémité de ce diverticule n’est pas identifiée, et devait se situer entre Vallorcine et le Col des Montets. Les dépôts morainiques de la rive droite, bien illustrés par la moraine du Clot (1120 m), révèlent une importante accumulation de granite du Mont-blanc et l’absence de matériaux provenant des Aiguilles Rouges. Autrement dit, les appareils de la rive droite (Aiguilles Rouges) étaient tous déconnectés du glacier principal de l’Arve. Celui-ci était alimenté uniquement par des glaciers issus du massif du Mont-Blanc.
Puis, il y a 14 000 ans, la remontée graduelle des températures durant les interstades chauds du Bølling et de l’Allerød (noms attribués par les palynologues) est démontrée par la remontée de la timberline (Jorda, 1988 ; Magny, 1995). Ceci provoque la disparition du glacier de l’Arve qui libère un profond lac s’étendant du verrou cristallin des Houches à la plaine des Praz en amont de Chamonix. Les glaciers latéraux descendus du massif du Mont-Blanc (Mer de Glace, Glacier d’Argentière, du Tour, des Bossons, etc.) existent probablement encore à cette époque, mais sont sans doute retirés dans leurs hauts bassins versants respectifs. La récurrence du Dryas récent
Un dernier épisode froid d’une durée d’un millénaire, le Dryas récent, sert de limite au Tardiglaciaire. Il tire son nom d’une plante de la famille des Rosacées, Dryas octopetala, caractéristique de la toundra, dont on retrouva le pollen dans les sédiments d’un lac danois, au-dessus d’une strate comprenant des pollens d’arbres, démontrant qu’un refroidissement assez marqué avait succédé à une période plus clémente.
 Il y a 11 500 ans, en Europe, ce refroidissement entraîne une progression des langues glaciaires de plusieurs kilomètres ; toutes les hautes vallées en portent les traces. Les moraines frontales et latéro-frontales attribuées au Dryas récent sont généralement situées quelques kilomètres en aval des moraines du Petit Âge glaciaire et se distinguent par leur remarquable fraîcheur. Dans la vallée de Chamonix, tous les glaciers connaissent alors une récurrence : le front de la Mer de glace (ou glacier des Bois) avance ainsi jusqu'au niveau de l’actuel casino de Chamonix. Ce relief morainique boisé existant au Parc Couttet, derrière le Casino marque l'extension maximum frontale de cette crue glaciaire. De cette seule relique morphologique frontale de l'extension "Dryas récent" du plus grand glacier français (Coutterand, non publié), on ne distingue probablement que la crête sommitale, la base de la moraine étant sans doute immergée par le comblement fluvio-glaciaire et lacustre postérieur qui comble le site actuel de Chamonix et tout le fond de vallée.
Le Dryas récent est une époque cruciale dans la formation de nombreux reliefs remarquables, puisqu'à la même époque, le glacier d'Argentière, rejoignant ce glacier des Bois, dépose les reliefs glacio-lacustres et morainiques de La Joux, du Lavancher, alors que les moraines du glacier du Tour construisent les moraines du Planet d'un côté et de Tré-le-Champ de l'autre. En aval du front de la Mer de Glace, les glaciers de Taconnaz et des Bossons, coalescents, obturent totalement la vallée. Tout prouve que la récurrence de ces deux glaciers s’est déroulée en milieu lacustre, la masse de glace scindant en deux cuvettes le paléolac qui occupait auparavant le fond de la vallée. La Vallée de Chamonix présente alors l’aspect d’un magnifique complexe glacio-lacustre. Le retrait du glacier de la BaltéeEn remontant la vallée depuis Ivrea, on reconnaît un premier stade de stationnement du glacier au niveau du verrou du Fort de Bard (peu documenté). A l’amont du stade de Bard, un stade du glacier de la Dora Baltea est reconnu à Fénis. De nombreux critères nous autorisent à envisager un parallèle avec le stade de Magland dans la vallée de l’Arve, daté de 17 700 ? 700 cal BP (voir figure XX). Les arcs morainiques de FénisDans le guide géologique régional de 1992, Carraro décrit un petit amphithéâtre morainique, riche de trois rides, entre Nus et Fénis. Mais aujourd'hui, l'observation sur le terrain n'est pas évidente compte-tenu des aménagements autoroutiers, du démantèlement par la Dora Baltea et du recouvrement torrentiel latéral (cônes de déjection). Un stationnement glaciaire est toutefois probable dans ce secteur comme en témoignent les terrasses de kame en rive gauche, entre Quart et Nus, à La Plantaz (535m) (Carraro 1991). Ces arcs morainiques sont vraisemblablement noyés dans les sédiments lacustres. A son retrait, le glacier de la Baltée libère la plaine d’Aoste ; un vaste lac occupe alors l’ombilic surcreusé par le glacier (Nicoud et al., 1999). Le stade de Saint Pierre
Un ensemble de formations d’origine glaciaire latérales et latéro-frontales permettent d’envisager un stade du glacier principal de la Baltée à Saint Pierre pendant le Tardiglaciaire ancien. De plus, les constructions morainiques latérales droites abandonnées par le glacier du Val Grisenche témoignent de sa confluence avec le glacier de la Baltée en amont du vallum terminal de Saint Pierre. En nous basant sur la position altitudinale de la ligne d’équilibre glaciaire et sur des critères géomorphologiques nous suggérons que ce stade pourrait être contemporain du Stade du Fayet du Milieu. Aucun indice ne permet d’envisager une réavancée du glacier, situation qui a été démontrée dans la vallée de l’Arve. Comme dans la vallée de l’Arve pour le stade du Fayet du Milieu, l’âge de cette extension serait de 16 000 cal BP. Le stade de Courmayeur
En s’appuyant sur des niveaux continus de blocs erratiques et sur les vestiges de moraines latérales totalement démantelées, les auteurs ont reconstitué la paléogéographie de la dernière extension du Tardiglaciaire ancien (Porter et Orombelli, 1982). Les glaciers du Val Veny et du Val Ferret réunis atteignent alors l’emplacement de Courmayeur, à l’altitude de 1200 m. La position de la ligne d’équilibre glaciaire, calculée par divers auteurs (Porter et Orombelli, 1982 ; Mayr, 1969), suggère que l’extension des glaciers du Val Veny et du Val Ferret serait contemporaine du stade des Houches dans la vallée de l’Arve. C’est la dernière extension des glaciers du massif du Mont-Blanc à la fin du Tardiglaciaire ancien. Le stade de Plampincieux
Cartographié par Mayr (1969) cette dernière extension est unanimement attribuée à la crise climatique du Dryas récent (-11 500 ans).
Les limites latérales des glaciers sont identifiées par les niveaux de blocs erratiques provenant du Mont-Blanc. Les moraines frontales de ces appareils glaciaires n’ont pas été préservées. Malgré tout, les travaux de Porter et Orombelli (1982) placent le front du glacier de la Brenva dans la partie étroite de la vallée en amont de la Saxe. Dans le Val Veny, ces auteurs envisagent la présence d’un lac entre le front actuel du glacier du Miage et le barrage glacio-morainique constitué par le glacier de la Brenva.
Dans le haut Val Veny, les moraines latérales du glacier de la Lex Blanche qui barrent la vallée à l’altitude du refuge Elisabetta constituent un témoin de cette dernière extension, tout comme la moraine latérale droite de l’Arp Vieille (2075 m).
Le comblement alluvial de la plaine d’AosteTout comme dans les ombilics de Cluses et de Sallanches, dans la vallée de l’Arve, une sédimentation lacustre s'est développée dans le bassin glaciaire d’Aoste, très surcreusé par l’action des glaciers. La nature litholo¬gique des sédiments rencontrés en sondages et leur disposition géométrique confirme que l'essentiel des alluvions de la plaine d'Aoste résulte d'une dynamique de comblement lacustre. Une fois le lac comblé, une sédimentation de type fluviatile et torrentielle s’est mise en place.
Les barrages du grand lac d'Aoste
Deux types de barrages ont retenu les eaux de fusion glaciaire de la Dora Baltea et de ses affluents :
- Le verrou rocheux de Saint Vincent (de cote 400 m), qui était à l’air libre immédiatement après le retrait du glacier, a retenu d’importants volumes d'eau dans l’ombilic situé à l’amont. - L’écroulement rocheux massif du Mont Avi, entre Montjovet et Saint Vincent, quelques 30 km à l'aval de la ville d'Aoste en rive droite de la vallée de la Dora a remplit le même rôle. Les matériaux écroulés accumulés en fond de vallée (14,4 Millions de.m3) ont d'abord bloqué les eaux de la Dora Baltea jusqu’à former un lac de cote 512 m (GRASSO 1968 ; CARRARO et FERRARINO 1982 ; CARRARO et al. 1994). Par la suite, la rivière s'est encaissée dans la masse écrou¬lée jusqu'à son profil d'aujourd'hui. L'âge de cet éboulement est vraisemblablement contemporain de la déglaciation au cours du Tardiglaciaire ancien, le front du glacier stationnant alors en amont. De ce fait, le vaste lac d'Aoste, bloqué à Saint Vincent, pouvait avoir une longueur de près de 35 km. Il s’étendait ainsi jusqu'à l'Ouest d'Aoste, vers Villeneuve. Son comblement a été très actif avec la Dora Baltea, la Grand'Eyvia, le Buthier, ainsi que les torrents Clavalité et Marmore.
Le barrage morainique de Fénis
Les trois rides morainiques de Fénis, décrites par Carraro (1992 - voir plus haut), sont contemporaines d’une étape de stationnement du glacier de la Baltée. Elles ont vraisemblablement constitué un barrage susceptible de bloquer les eaux dans l'ombilic d'Aoste jusqu'à des cotes voisines de 510 m. Dans ce cas, la vallée d'Aoste aurait vu la mise en place de deux lacs aux cotes voisines (environ 510 m) disposés en cascade, celui d'amont (Aoste) bloqué par un barrage morainique et celui d'aval (Saint Vincent) par l’écroulement rocheux du Mont Avi. Un dernier barrage torrentiel (cône de déjection), vers 525 m, plus tardif, est venu se superposer aux arcs morainiques du stade de Fénis, partiellement démantelés.
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| Mis à jour ( Mardi, 02 Décembre 2008 11:39 ) |
