Le quaternaire

 

Dernier maximum glaciaireDepuis 3 Ma, le climat oscille continuellement, entre périodes glaciaires et interglaciaires. Avant l'apparition de l'homme, le volume des glaces, légèrement plus faible que l'actuel, ne variait que lentement. Puis le volume des glaciers a commencé à osciller rapidement au cours du temps entre un minimum, proche de l'état actuel (calottes groenlandaise et antarctique), et un maximum, où le volume des glaces est triple. Les variations de composition isotopique des carbonates marins traduisent celles du volume de l'océan, le niveau des mers serait monté et descendu de 50 à 60 m (à raison de plusieurs millimètres par an) à chaque formation ou disparition de calottes de glace sept à huit fois plus importantes que l'inlandsis groenlandais actuel. Entre - 2 et - 1 Ma, époque qui a vu l'évolution des Homo habilis et des pithécanthropes, on dénombre environ vingt-cinq périodes glaciaires et interglaciaires, soit une périodicité de l'ordre de 40 000 ans. Il y a 800 000 ans, à peu près l'époque de la maîtrise du feu, le rythme change : la période passe de 40 000 à 1 00 000 ans et l'amplitude devient deux fois plus grande. Le niveau des mers varie de 100 à 130 m et, à leur extension maximale, les inlandsis atteignent New York, Londres, Berlin et les glaciers des Alpes s’avancent jusqu’à Lyon. Le dernier cycle glaciaire est le mieux connu.

Il y a 130 000 ans, alors que I'homme de Neandertal arrive en Europe, les conditions climatiques étaient comparables aux conditions actuelles, voire plus clémentes. Assez régulièrement, malgré des périodes de recul, le volume des glaces a augmenté pour atteindre un premier maximum il y a environ 60 000 ans, puis un dernier voici 20 000 ans, à l’époque de l’homme de Cro-Magnon. Dans les hautes latitudes de l’hémisphère Nord,  les inlandsis  recouvrent de deux à trois milles mètre de glace l’Amérique du Nord et une grande partie de l’Europe du Nord. Puis, très rapidement, en moins de 10 000 ans, toute cette glace disparaît. La déglaciation se réalise en deux temps : assez lentement (de -18 000 à -15 000 ans), le quart des glaces fond; puis la fusion s'accélère il y a 14 000 ans, et, en dépit d'un dernier coup de froid et d'une réavancée des glaciers de montagne il y a environ 12 000 ans, les dernières traces de calottes glaciaires américaine et européenne disparaissent il y a 7 000 ans.

Cette déglaciation est un phénomène extrêmement brutal ; à certaines époques, le niveau des mers est monté de un à deux mètres par siècle. La calotte nord-américaine semble s'être en partie disloquée sous forme d'icebergs et, dans certaines régions, le front du glacier a parfois reculé de plusieurs kilomètres par an. 

L’englacement würmien de l’hémisphère nord


 

Au maximum de la dernière glaciation, c’est près de 50 Millions de km3 de glace qui étaient stockés dans les inlandsis de l’hémisphère nord comprenant  plusieurs  volumineuses calottes glaciaires qui se sont ajoutés à la calotte du Groenland, permanente tout le long du Pléistocène.

L’inlandsis laurentien 

LaurentideL’inlandsis principal, (après l’Antarctique) l’Inlandsis laurentien, se localise sur une grande partie de l’Amérique du Nord.  Il se subdivise en trois « ices dômes ». Au Nord-est. La hauteur de l’ice-cape est de 3 800 m centré sur la baie d’Hudson.

 

Le Laurentien est le plus vaste de l’hémisphère nord, fusionnant avec ceux plus petits de l’île d’Ellesmère et de l’île de Baffin, il oblitére la totalité du Canada oriental. Vers le Sud, il s’ouvre un passage au cœur des actuels états de l’Illinois, de l’Indiana et de l’Ohio, surcreusant  l’emplacement des actuels grands lacs. Sur le flanc Ouest des lobes secondaires, rejoignent l’inlandsis des Cordillères qui s’écoule depuis les rocheuses canadiennes pour recouvrir une partie de l’Alaska, une partie du Canada occidental et les états de Washington, de l’Idaho et du Montana. Pendant de longues périodes, ces nappes de glace n’ont pas été en contact, si bien que le peuplement de l’Amérique à partir de l’Asie a pu se faire pendant les périodes glaciaires, lorsque le détroit de Behring était à sec. L’inlandsis Groënlandais grossit d’un tiers, se soude à celui de l’île d’Ellesmere, l’Islande est alors entièrement recouverte par les glaces.

 

L’inlandsis fennoscandien

 

L’inlandsis fennoscandien correspond à un grand inlandsis sur l’Eurasie septentrionale. Celui-ci est continu de l’Irlande septentrionale à la Sibérie du Nord. Elle est issue de la coalescence de trois calottes:

  •  l’une est située au Nord de la Sibérie (hauteur de l’ice-cape : 2 100 m) ;L'Europe au maximum Würmien
  •  la seconde est axée sur la Finlande (hauteur de l’ice-cape : 2 500 m) ;
  •  la troisième, plus modeste, est centrée sur les Highlands d’Écosse (hauteur de l’ice-cape : 1 700 m). 

En Europe du Nord, l’inlandsis se déploie depuis le fond du Golf de Bothnie, en Scandinavie ; vers le sud-est, il atteint le site de Moscou, recouvre le site du Danemark, le Nord de l’Allemagne et de la Pologne. Il fusionne ponctuellement, en mer du Nord, avec l’inlandsis moins vaste des Highlands Ecossais, des monts d’Angleterre septentrionale, du Pays de Galles et de l’Irlande.

 

Les calottes plus modestes 

Hormis les trois inlandsis précités, on peut adjoindre des calottes glaciaires plus modestes, correspondant le plus souvent à des massifs montagneux.

L’Extrême-Orient Russe :

De nombreuses calottes locales affectent cet ensemble à topographie mouvementée. Les bordures de la mer d’Okhotsk (Kamchatka) font partie de cette zone.

L’Alaska septentrional :

Cette région est affectée de plusieurs calottes indépendantes de l’inlandsis laurentien.


L’Islande :

L’ensemble de l’Islande est recouvert par une petite calotte glaciaire, haute de 1 700 m.

Le résultat d’un tel stockage de glace fut un  abaissement du niveau des océans, (processus désigné par « glacio-eustatisme ») d’environ 120 m qui élargit certaines plaines côtières de 400 km : le golf Persique fut asséché ; l’Adriatique très amoindrie, laissant le site de Venise à 240 km à l’intérieur des terres ; la côte du golf du lion se situait à 200 km des rivages actuels. Au Nord, la Manche n’existait plus transformée en une vaste plaine parcourue par les troupeaux de mammouths. Au nord de l’Europe et de l’Amérique du Nord les inlandsis nous ont laissé de spectaculaires cicatrices ; ils creusèrent de vastes cuvettes dans lesquelles se nichent actuellement de profonds lacs. Au Sud du lac Ontario, l’inlandsis de la Laurentides  tailla un éventail de onze cuvettes qu’on appelle aujourd’hui les Finger Lakes.  Les « icestreaem » issus des calottes glaciaires ouvraient et approfondissaient les vallées. En Norvège la calotte glaciaire décapita  les monts du littoral et surcreusa bien en dessous du niveau de la mer des fjords qui atteignent 1 200 m de profondeur.    

 

 L'englacement des Alpes


Lucerne il y a 20 000 ans

De nos jours, la chaîne des Alpes est occupée par environ 3 000 km² de glaciers (R. VIVIAN, 1 975). Cependant, ce massif a connu un englacement puissant lors des derniers épisodes froids du quaternaire.

Depuis la fin du pliocène et le début du pléistocène, il y a plus de deux millions d’années, le massif alpin a connu l’alternance de nombreuses périodes glaciaires et interglaciaires. C’est probablement vingt à vingt cinq glaciations qui se sont succédées depuis 2,5 millions d’années. Les très anciennes nappes alluviales, dont il reste quelques lambeaux à la périphérie des Alpes, nous indiquent que les glaciers se sont étendus une bonne douzaine de fois dans les plaines du Lyonnais durant le pléistocène moyen et récent.

 

La surface des glaciers alpins au maximum de la dernière glaciation atteignait environ 220 000 km². Par opposition aux calottes des hautes latitudes, la morphologie initiale des Alpes, avec des reliefs élevés et une topographie très tourmentée, a contraint l’englacement sous la forme de grands glaciers de vallées. Au paroxysme des grandes glaciations, ces glaciers débordaient du massif et s’étalaient sur les plaines de la bordure des Alpes (lobes de piémont).

 

Chronologie du Quaternaire AlpinA l’intérieur des Alpes, seules les traces des deux dernières périodes glaciaires, la glaciation du Riss, l’avant dernière, et la glaciation du Würm qui prit fin il y a 10 000 ans, sont encore observables. En revanche, à l’extérieur du massif alpin, sur les plaines du piémont, de nombreux dépôts glaciaires (moraines, nappes alluviales) sont bien préservés. Ils témoignent de la mise en place d’anciens épisodes glaciaires du pléistocène.

Alor que la théorie glaciaire était unanimement admise par la communauté scientifique à la fin du XIXe siècle, les géographes PENCK et BRUCKNER (1909) donnèrent une impulsion décisive à la recherche sur le quaternaire alpin par leurs travaux qui constituent toujours une référence. Ils furent les premiers à reconnaître deux complexes morainiques d’âge différents à la périphérie de l’arc alpin. On les identifie depuis le sud de Grenoble jusqu’au nord du Jura. Ce sont :

 

  • Le complexe des moraines externes : il représente la plus grande extension des glaciers alpins vers l’Ouest. Il recouvre la région des Dombes et l’ensemble de la région lyonnaise. Il est attribué à plusieurs épisodes glaciaires du Pléistocène ancien et moyen « Riss ».
  • Le complexe des moraines internes. Il est en retrait de 10 à 40 km du précédent selon la région considérée. Il est attribué au Pléistocène récent : la dernière glaciation “Würm”.

 

 

Le Pléistocène ancien et moyen


Glaciations du « Günz » et du « Mindel »

 

Cette longue période vieille de près d’un million d’années correspond à l’édification des très hautes terrasses et hautes terrasses d’origine fluvioglaciaire attribuées respectivement aux glaciations du Günz et du Mindel. Elle se termine avec l’avancée des glaciers des « moraines externes » assimilées au complexe glaciaire du « Riss ». Elles sont bien représentées dans le couloir Rhodanien et en Valloire, où se manifestent directement et indirectement les premières influences glaciaires et périglaciaires.

 

Dans la vallée du Rhône, la très haute terrasse du plateau de Louze, aux cailloutis grossiers contenant quelques blocs erratiques cristallins roulés, pourrait être attribué à une avancée paroxysmale du glacier de l’Isère en Bièvre-Valloire pendant cette période ancienne.

La corniche calcaire du Vercors au-dessus de Grenoble nous livre quelques éléments pouvant confirmer ce scénario :

 

La grotte Vallier

Dans les régions calcaires, les eaux latérales sont parfois déviées vers une vallée voisine à travers les réseaux karstiques qui s’ouvrent sur le flanc des vallées. C'est le cas de la grotte Vallier, au-dessus de Grenoble, de la grotte des Sarrasins, également au-dessus de Grenoble, ou encore de la grotte de Niaux dans les Pyrénées ariégeoises.

La grotte Vallier, étudiée par Audra (1991) s'ouvre au-dessus de Grenoble, à 1520 m d'altitude sur le versant Est du Moucherotte (Vercors). Cette cavité a été empruntée, lors d'un épisode glaciaire très ancien par les eaux d’une bédière qui s’écoulait latéralement à la surface du glacier de l’Isère. Lors de cet épisode, les eaux de fonte de cette bédière y ont déposé du matériel cristallin allochtone.
Ces eaux ont déposé des galets de roche cristalline. Les datations effectuées par paléomagnétisme sur les sédiments formant le plancher de la grotte ont fourni un âge supérieur à 780 000 ans.
Remarque : les eaux n'ont pas envahi la grotte pendant une des glaciations du Mindel, car les sédiments constituant le plancher auraient été emportés. L'orifice de la grotte Vallier se trouvait donc, au Pléniglaciaire mindelien (antérieur à 450 000 ans), à une altitude supérieure à 1350 - 1450 m, cote atteinte alors par le glacier de l'Isère au niveau de Grenoble.

Le soulèvement de cette partie du Vercors a peut-être été actif depuis plus de 700 000 ans. Hormis ce facteur tectonique, Il faut garder à l’esprit que les premières glaciations se sont avancées dans des vallées bien moins approfondis qu’au dernier cycle glaciaire würmien, d’où la présence de dépôts glaciaires perchés très haut sur les flancs de grandes vallées alpines et hors de portée des derniers glaciers (Würm). C’est peut-être le cas des blocs de la pointe d’Andey et du col de Cenize en basse vallée de l’Arve. Chaque glaciation a contribuée à l’approfondissement des vallées et des grands ombilics.

Glaciations du « Mindel »

Le système des hautes terrasses fluvioglaciaires, attribué au Mindel, est particulièrement développé en Valloire, en aval des moraines externes. Il comprend deux nappes alluviales emboîtées, Tourdan et Grange-Neuve-Anneyron. Dans la vallée du Rhône, les hautes terrasses sont peu représentées car elles ont été détruites par l’érosion postérieure, sauf proximité de Chasse Sur Rhône.

 

On ne connaît nulle part de moraines en relation directe avec les hautes terrasses, comme si les glaciers Mindeliens étaient en retrait par rapport à ceux des moraines externes (Riss). Il est certain que ces glaciers ont existé et débordé sur le Piémont car les hautes terrasses de Valloire ne peuvent-être que d’origine glaciaire.

 

Le pléistocène moyen et récent


Glaciations du « Riss »

Les Alpes au maximum du RissC’est une très longue période composée de trois ou quatre glaciations, (MANDIER, 1984), séparées par des interglaciaires. Elle commence par une glaciation paroxysmale dans les Alpes, la MEG (Most Extension Glaciation) des auteurs anglo-saxons, puis deux voire trois autres périodes froides vont à nouveau permettre aux glaciers d’envahir les plaines de piémont. La dernière de ces glaciations prendra fin voici 140.000 ans lors de l’interglaciaire Riss-Würm. Il commence par un véritable optimum climatique « l’Eémien » (128 000 BP). A cette époque, l’Europe bénéficie, pendant quelques millénaires, d’un climat plus chaud qu’aujourd’hui, témoins les restes d’hippopotames qui vivaient sur les bords de la Tamise, au Sud de l’Angleterre.

 

Le complexe des moraines externes est reconnu dans toute la périphérie du piémont alpin depuis les travaux de PENCK et BRUCKNER (1909). Dans le Nord et le Nord-Ouest des Alpes, on peut l’observer, selon les lieux, de 10 à 40 km à l’Ouest du complexe des moraines internes. Du fait de son ancienneté (entre 140.000 BP et 450.000 BP), son état de conservation est moins bon. Suffisamment de dépôts sont encore présents pour proposer une limite de l’extension glaciaire responsable de sa mise en place.

 

Les alluvions fluvio-glaciaires issues de ces moraines constituent en aval le système des moyennes terrasses. La pluralité des terrasses fluvio-glaciaires associées aux moraines externes indique qu’il y aurait eu au moins trois, au plus quatre glaciations au sein du complexe rissien.

 

Le front des glaciers rissiens est bien délimité. Au Nord de la Suisse, le lobe de piémont des glaciers du Rhin et de la Linth atteint la région de Bâle et se soude à la petite calotte glaciaire recouvrant la Forêt Noire. Plus au Sud, contournant la calotte jurassienne, le glacier du Rhône s’étale sur les alluvions du sud de la Bresse jusqu’à Bourg, recouvrant le plateau des Dombes au relief moutonné parsemé d’étangs.

 

 

La glaciation de la Dombe

Cette région a fait l’objet de nombreux travaux sous l’appellation de « glaciaire de la Dombe » (FALSAN & CHANTRE 1885, BOURDIER 1960, FLEURY, MONJUVENT 1981, MANDIER 1982).

Pierre de RancéAu cours de plusieurs épisodes glaciaires du pléistocène moyen, le glacier du Rhône s’étale sur le plateau des Dombes. Le lobe de glace venant en contact avec le promontoire cristallin de Saint Rambert au nord e Lyon barre le cours de la Saône et forme un vaste lac qui s’étend jusqu’à Dijon.

Les vallums morainiques frontaux déposés pendant le maximum rissien sont les plus externes. Ils sont nets de Bourg-en-Bresse à Givors, excepté au nord-ouest du plateau des Dombes entre Amareins et Fareins où elles disparaissent totalement. La disparition de ces moraines s’expliquerait soit par l’érosion ultérieure exercée par la Saône, soit par la présence du lac d’obturation glaciaire de la Saône dans lequel venait mourir le glacier.

Légèrement en retrait, les cordons morainiques suivants correspondent à un épisode plus récent. Citons entre autres les moraines de Pouilleux, du Limanda, de Misérieux, qui forment une ligne bien individualisé, s’étendant de l’Est de Massieux jusqu’au hameau du Limanda. On remarque, la magnifique ride morainique de Chapouilleux à Rancé, derrière laquelle se trouve l’extraordinaire bloc erratique de granite du Mont-blanc (125 m3) la Pierre de Rancé.

 

 

Plus au sud, à Lyon, le front du glacier dépose la moraine de la colline de Fourvière (la basilique et une partie de la vieille ville sont construites sur cette moraine frontale). Il mord sur la bordure orientale du Massif Central, barre le cours de la Saône où il retient un vaste lac d’obturation glaciaire au niveau du défilé de St-Rambert. Il rejoint le cours actuel du Rhône à Givors. A Vienne, il oblique vers l’Est, longe le rebord nord du plateau de Bonnevaux, puis entre en contact avec la diffluence du glacier de l’Isère qui s’avance très loin en Bièvre-Valloire jusqu’à l’arc morainique frontal de Beaufort-Pajay, à l’Ouest de la Côte-St-André.

A Grenoble, le glacier du Drac, qui recevait en amont la transfluence du glacier de la Durance par le col Bayard englaçait entièrement le Triève et diffluait dans le Grand-Buëch par le col de la Croix-Haute, confluait avec celui de l’Isère. Le glacier de la Durance empruntait le sillon de Gap jusqu’à Sisteron où il était bloqué par la barre calcaire transversale de la « Porte de Provence » qu’il façonnait en verrou. Les blocs erratiques de la crête de la Baume témoignent de la présence et de l’épaisseur de ce glacier. Il semble que le glacier rissien ait dépassé de quelques kilomètres la porte de Provence s’étalant un peu en aval de Sisteron. A l’Ouest de Gap, il envoyait une importante diffluence dans la vallée du Petit Buëch par le seuil de la Freissinouse jusqu’au plateau de Veynes et par des brèches, débordait légèrement dans la vallée du grand Buëch contre la terrasse d’Aspres.

Glaciation du « Würm » le dernier maximum glaciaire


 

Le complexe des moraines internes

Maximum englacement Würmien dans les AlpesDepuis le Sud des Alpes jusqu’au Nord de la Suisse, le complexe des moraines internes est assez bien reconnu. On peut observer une série de cordons morainiques frontaux bien individualisés, surtout au Nord de Grenoble.

Au nord de la Suisse le glacier du Rhin s’est avancé lors du dernier maximum glaciaire jusqu’à Shaffhausen, à l’emplacement des chutes du Rhin (héritage de la glaciation würmienne). Au sortir des Alpes, le puissant glacier qui remplissait la cuvette de Constance débordait largement dans les vallées du sud de la Bavière. Dans l’une de ces vallées, s’écoule une rivière appelée la Würm ; depuis les travaux de PENCK et BRUCKNER, son nom désigne maintenant la dernière période glaciaire. Plus au nord, d’autre cours d’eau ont donné leur nom aux glaciations plus anciennes : la Riss, la Mindel, la Günz, etc... Les Alpes au Maximum Wurmien

Dans les Alpes du Nord, toutes les vallées étaient occupées par des glaciers qui recevaient l’apport en glace des appareils locaux. Durant les stades maxima, l’alimentation en glace était suffisante pour permettre aux grands appareils glaciaires réunis de s’étaler sur la région lyonnaise en un grand lobe, construisant ainsi le l’amphithéâtre des moraines frontales de Grenay à 20 km de Lyon. On les suit depuis Lagnieu (au sud d’Ambérieu), Heyrieux, Grenay et la région du lac de Paladru jusqu’au front morainique du glacier de l’Isère dans l’ombilic de Voiron.

 

 

La cluse de Chambéry

La cluse de Chambéry

Une récente étude (Coutterand, 2007) suggère que la totalité des glaces du lobe de piémont lyonnais provenait des zones d’accumulation de la partie interne des Alpes : sud du massif du Mont-blanc, Beaufortin, Tarentaise et une partie de la Maurienne. Elle confirme en outre la puissance des icestreams ayant occupé les grandes cluses des massifs subalpins (cluse d’Annecy-Faverges et cluse de Chambéry) au maximum würmien. Ces glaciers transversaux originaires de la zone centrale des Alpes ont joué un rôle essentiel dans l’alimentation du lobe de piémont lyonnais. Le glacier isérois émettait une puissante langue glaciaire par la cluse de Chambéry, les diffluences du val de Couz, du col de l’Epine et du col du Chat étaient à l’origine de l’alimentation du lobe lyonnais. 

Voir Articles et publications

LyonLyonDe tous les appareils würmiens, le glacier du Rhône était certainement l’un des plus impressionnants avec celui de l’Inn, qui s’écoulait sur près de 300 km jusqu’à Salzbourg, nous laissant le joyau des lacs de la Haute Engadine, Sils et Silvalpana.

Se développant sur une longueur de près de 300 km, le glacier du Rhône, en débouchant sur la cuvette lémanique, s’étale en une vaste nappe sur le plateau suisse, sur une largeur de plus de 50 km, venant buter contre le flanc septentrional du Jura : il donne alors naissance à deux gigantesques lobes de glace. Le plus septentrional recouvre l’emplacement des lacs de Bienne et de Neuchâtel ; c’est au Nord-Est de Soleure (Wangen) que l'on observe les moraines frontales de cette branche, tandis que l’on découvre dans les campagnes, près des villages du Steinhof et du Steinenberg, de gigantesques blocs erratiques de gneiss provenant des vals de Bagnes et de la vallée de Saas en Valais (gabros de l’Allalin).Trimlines région du Grimsel - Aar

 

L’autre lobe, d’une importance égale, envahit la région lémanique puis le cours du Rhône, jusqu’au bassin de Belley. Dans le bassin de Genève, ce lobe remplit une vaste cuvette limitée par le Jura au Nord et le Salève au Sud. Le flux bien canalisé entre les versants permet une très bonne localisation des moraines latérales. Sur les flancs du Jura, le glacier dépose des blocs de gneiss et de granite arrachés au Valais et au massif du Mont-Blanc à plus de 1000 m d’altitude.

Dans les hautes vallées, les indices géomorphologiques se révèlent particulièrement bien préservés dans les roches dures des massifs cristallins comme le massif du Mont-Blanc et le massif de l’Aar.

Mer de Glace

Mer de Glace

La cartographie des trimlines, (voir § le modelé glaciaire) permet de reconstituer la surface de l’englacement du maximum würmien. Dans la région du massif du Mont-Blanc, cinq zones d’accumulation principales sont mises en évidence : le haut val Montjoie (altitude 2 400 m), le haut Val Ferret italien (2 800 m), le haut Val Veni (2 850 m), la haute vallée des Glaciers (2 800 m) et la haute vallée de l’Arve (2 500 m). Dans celle-ci la diffluence des glaciers du Tour et d’Argentière par les cols des Montets, des Posettes et de Balme a été démontrée : les surfaces d’érosion glaciaire striées au sommet des Posettes montrent que ce sommet était recouvert par le flux de glace et que l’écoulement se dirigeait vers le glacier du Rhône. Au nord du massif, les preuves d’une épaisseur de glace considérable nous sont fournies par la présence des blocs erratiques de granite du sommet de l’Arpille, abandonnés par le glacier du Trient à l’altitude de 2 080 m.

Les glaciers du Jura : Une calotte glaciaire

On a cru longtemps qu’au cours du dernier maximum glaciaire, le Jura était envahi par les glaces d’origine alpine. Des travaux récents montrent le contaire. Contrairement aux Alpes dont la topographie très élevée envoyait les appareils glaciaires dans les vallées, le Jura donna naissance à une calotte glaciaire locale, atteignant une altitude proche de 1 800 m. L’essentiel des flux s’écoulait vers l’ouest et la combe de l’Ain, où les moraines frontales en sont préservées. On peut s’étonner de la présence d’une calotte glaciaire sur un massif montagneux d’aussi faible altitude. Mais la topographie a permis la conservation des névés dans les combes synclinales, puis l’accumulation de la glace a édifié peu à peu la calotte.

Pendant les glaciations du Riss, le Glacier du Rhône, dont la surface était plus élevée dans la cuvette lémanique (environ 1 400 m), a pris en tenaille la calotte jurassienne débordant au nord en direction d’Ornans et au sud en direction de Bourg en Bresse. Les flux glaciaires principaux s’écoulaient par les cluses de Nantua et des Hôpitaux et l’épaisseur de glace importante ennoyait alors la plupart des sommets du Sud Jura. La calotte jurassienne plus épaisse qu’au maximum würmien atteignait l’altitude de 2000 m ; elle s’avançait jusqu’à la plaine Bressane comme en témoignent les quelques reliques morainiques de la région de Lons le Saunier.

 

Le Dryas récent, dernier sursaut de la glaciation

Il y a 13 000 ans, les interstades chauds du Bolling et de l’Allerod portent un coup fatal aux derniers glaciers würmiens. Ils sont suivis d’un net refroidissement, le Dryas récent, qui sert de limite aux temps quaternaires. 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 un refroidissement très marqué en Europe.

 

Le lac Agassiz

On s’accorde aujourd’hui sur son origine. La péjoration climatique est associée à l’arrivée brusque des eaux de fonte de la calotte glaciaire de la Laurentide, recouvrant alors le Canada. En se retirant, l’inlandsis libère un vaste territoire situé entre les grands lacs et l’actuelle baie d’Hudson encore occupée par la calotte. Un vaste lac, bloqué au nord par l’inlandsis, d’un volume colossal, s’installe dans cette dépression : c’est le lac Agassiz, dont les Grands Lacs américains sont les vestiges. L’inlandsis au cours de son retrait libère cette retenue qui s’écoule alors brutalement — 1,2 million de m3/s — par la vallée du Saint-Laurent, alors qu’auparavant les eaux tributaires du golf du Mexique s’écoulaient par la vallée du Mississippi. L’apport brusque d’un tel volume d’eau douce et froide dans l’Atlantique nord eut un impact considérable sur le climat de l’Europe ; elle porta un coup d’arrêt à la circulation thermohaline et au régime du Gulf Stream, courant qui permet à l’Europe de bénéficier d’un climat tempéré.

 

Chamonix il y a 11 000 ansCe refroidissement fait progresser les 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 seulement en aval des moraines du Petit Âge glaciaire. Le glacier du Rhône s’avance alors jusqu’à Oberwald ; le glacier d’Aletsch atteint la plaine de Brigue. Dans la vallée de Chamonix, le front de la Mer de glace pénètre jusqu'au centre de Chamonix, où le relief morainique boisé du Parc Couttet, derrière le Casino actuel, marque l'extension maximale frontale de cette crue glaciaire. En amont, le glacier d'Argentière, rejoignant le glacier des Bois, dépose les reliefs glacio-lacustres et morainiques de La Joux et du Lavancher, alors que le glacier du Tour construit les moraines du Planet et de Tré-le-champ.

 

Du point de vue chronologique

On a coutume de diviser la glaciation Würmienne en deux périodes froides séparées par une période plus tempérée (interstade) : le Pléniglaciaire inférieur de - 70 000 à – 50 000 et le Pléniglaciaire supérieur de – 25 000 à – 15 000. En ce qui concerne l’âge du maximum d’englacement, la question est encore très controversée.

D’après les travaux de Pierre Mandier et Guy Monjuvent, les glaciers du Rhône, de l’Arve et de l’Isère, auraient atteint un premier maximum pendant le pléniglaciaire inférieur, puis la récurrence du pléniglaciaire supérieur aurait à nouveau permis à ce vaste complexe glaciaire d’envahir le piémont rhodanien vers – 28 000. Selon Michel Campy et Jean François Buoncristiani (Université de Bourgogne) la calotte jurassienne aurait eu sa plus grande extension entre - 28 et - 23 000 ans ; le maximum du glacier de la Durance, le stade de Plan Roman, serait contemporain ; d’après Christian SCHLÜCHTER (Université de Berne), les glaciers Suisse du Rhin (stade de Shaffhausen) et de la Linth (stade de Killwangen) auraient développé leur maximum entre – 25 et - 23 000 ans soit au cours de la période finale très froide du Würm.

 

Pour d’autres auteurs comme Gérard NICOUD et Sylvain Coutterand (université de Savoie) ou Walter Wildi (Institut Forel, Genève), le maximum du Rhône et de l’Isère serait antérieur à 40 000 ans. Les datations de bois obtenues au sein des dépôts glaciaires de Thonon – Evian mettent en évidence plusieurs récurrence du glacier du Rhône au cours du pléniglaciaire supérieur, le Glacier du Rhône est donc resté cantonné à la cuvette lémanique entre – 28 et – 20 000 ans. Actuellement, de nombreux travaux tentent d’affiner la chronologie.

Le genevois il y a 19 000 ans

 

Mis à jour ( Mardi, 02 Juin 2009 20:16 )