Les glaciers, aménageurs du paysage

Les paysages qui nous entourent, en particulier ceux des montagnes qui nous sont chères, ne sont pas le fruit du hasard ; leurs formes découlent de lois bien définies, même si certaines d'entre elles nous échappent encore. Chaque sommet, chaque versant, chaque vallée résulte de l'action conjointe de plusieurs facteurs :

• la tectonique : elle est responsable de la formation des montagnes par le mouvement des plaques continentales, elle détermine une surrection encore active des Alpes
• les divers agents de l'érosion parmi lesquels on distingue les processus périglaciaires : l'eau, le vent, la cryoclastie, c’est à dire l’alternance du gel et du dégel et les processus glaciaires : neige avalanches et écoulement des glaciers.
• le transfert et le stockage des produits de l’érosion : l’eau et surtout les glaciers puissants évacuateurs des matériaux.

Ce sont surtout les glaciers qui ont donné aux montagnes des zones tempérées l'aspect que nous leur connaissons. Leur action a pris fin, en effet, il n'y a que quelques milliers d'années, laps de temps ridiculement court en regard des durées habituelles des phénomènes géologiques, où le million d'années est l'unité de base.


De nos jours, la chaîne des Alpes est occupée par environ  3 000 km² de glaciers, surface qui a oscillé autour de cette valeur moyenne depuis la fin de la période post glaciaire, il y a 10 000 ans. Cependant, les Alpes ont connu un englacement généralisé, atteignant une surface d’environ 220 000 km² au cours des précédents épisodes glaciaires.

Il ne s'agissait pas ici d'un inlandsis, analogue à l'actuel Groenland. Chez nous, les glaciers empruntaient les vallées actuelles et les principaux sommets restaient émergés, en longues arêtes bordées de cirques ; lorsqu'un point bas, un col, se présentait sur une des rives du glacier, celui-ci se déchargeait, par ce passage, d'une partie de ses glaces. Le col des Montets, le seuil de Megève, les cluses d'Annecy et de Chambéry, le col Bayard sont des exemples de telles diffluences.

Des glaciers locaux existaient également dans la plupart des autres massifs européens, des Vosges à la Corse, des Pyrénées aux Apennins.


Au cours des grandes glaciations du pléistocène, les glaciers alpins débordaient largement du cadre des massifs montagneux. Les vallées étaient totalement ennoyées par des épaisseurs de glace considérables, dépassant couramment plus de 1 000 mètres. Elles atteignaient parfois 2 000 mètres dans quelques grandes vallées occupées par de puissants appareils. Sortant des vallées alpines, se dilatant comme de gigantesques amibes, ils s’étalaient en « lobes de piémont » sur les plaines de la bordure des Alpes comme le glacier de la Doire Baltée sur la plaine du Pô ou le glacier du Rhône sur la région lyonnaise.  

Une pareille épaisseur de glace, matière paradoxalement à la fois dure et déformable, rigide et mobile, ne pouvait manquer de laisser de nombreuses traces dans nos montagnes. Les glaciers ont signé leur passage sous la forme d'un relief caractéristique : le modelé glaciaire.
 

Le modelé glaciaire

Les glaciers ont modelé le paysage en donnant naissance à une morphologie typique : roches polies, moraines, gradins de confluence, gorges de raccordement, marmites de géants (ex : le jardin des glaciers à Lucerne) et dans la plupart des grandes vallées des cuvettes d’origine glaciaire appelées ombilic. Partout, à l’intérieur et à l’extérieur de l’arc alpin, les traces des glaciations sont observables : dans le Lyonnais ce sont les collines morainiques (Grenais, Calluire, la Croix Rousse), plus en amont, l’action érosive de puissants glaciers de vallée est responsable des grands surcreusements comme celui de la plaine de Bourg d’Oisans par le glacier de la Romanche ; dans les hauts massifs, l’écoulement des flux, voir de petites calottes, a déterminé une morphologie caractéristique faite de roches moutonnées et d’arrêtes arasées jusqu’à 2 800 m d’altitude dans la région du col du Grimsel ou dans le val Ferret à l’Est du massif du Mont-Blanc.

Certes, les vallées existaient déjà avant les glaciations et les sommets s'élevaient sensiblement à la même altitude qu'aujourd'hui. Mais les glaciers ont élargi les vallées, aiguisé les arêtes et affiné la forme des montagnes, auparavant beaucoup plus massives.

Schématiquement, les vallées présentent une forme en auge lorsqu'elles sont taillées dans des roches dures (granite, par exemple) et une forme en V lorsque celles-ci sont plus tendres. Quand les deux rives sont constituées de terrains de duretés différentes, le profil est franchement dissymétrique. C'est le cas, par exemple, du Grésivaudan : la rive gauche s'élève en pente modérée dans des marnes tendres, au contraire de la rive droite, où les calcaires compacts dressent leurs falaises.

Le profil en long d'une vallée glaciaire est encore plus remarquable. Lorsqu'un glacier de vallée se heurte à un obstacle en roche dure, il le façonne en verrou. Certains de ces verrous barrent complètement la vallée et sont seulement entaillés par la gorge d'écoulement du torrent sous-glaciaire. Ce sont là des sites privilégiés pour la construction de barrages hydrauliques. D'autres, par contre, sont formés de plusieurs bosses rocheuses séparées, qui portent alors souvent des forteresses : Briançon, Château-Queyras.


Quel que soit l'obstacle rencontré, le glacier a toujours élargi sa vallée à l'amont de celui-ci et l'a approfondie : c'est un ombilic. L'approfondissement, appelé « surcreusement » par rapport au niveau du verrou peut atteindre plusieurs centaines de mètres. Le Grésivaudan s'enfonce ainsi, au niveau de Grenoble plus de 600 m en dessous du seuil de Rives, soit 400 m sous le niveau de la mer. Le lac de Garde descend à 295 m sous ce même niveau, à Martigny le surcreusement atteint 1000 m, soit 600 m sous le niveau de la mer ! Après le retrait des glaciers, les ombilics ont été généralement occupés par des lacs, maintenant comblés par les sédiments fluviatiles.

La présence d'ombilics constitue la preuve de l’érosion glaciaire. Seul, en effet, un glacier peut creuser une cuvette, car c'est le seul mode d'érosion susceptible de remonter des matériaux ; une rivière en est incapable.

Certaines vallées présentent une succession d’ombilics, séparés par des verrous à l’image de la vallée de l’Arve entre Chamonix et Bonneville. Lorsque les vallées présentaient un verrou rocheux comme les verrous de Cluses, de Grenoble, de St Maurice (en vallée du Rhône), le glacier a toujours élargi sa vallée en amont et en aval de celui-ci ; il l’a surcreusée.

Tout au long de son parcours, un glacier de vallée reçoit de nombreux affluents : glaciers de vallée moins importants, glaciers de cirque ou de versants.

La présence d'un gradin de confluence à la rencontre de deux vallées permet donc de connaître l'importance relative des glaciers qui les occupaient.

Les cols empruntés par les anciennes diffluences présentent, en général, la forme d'une auge à fond plat, tracé commode pour nos voies de communication. La plupart des grands cols carrossables des Alpes sont ainsi d'anciennes diffluences : cols Bayard, des Montets, du Mont-Genèvre, du Grimsel ou du Simplon. Les grandes cluses alpines ont bien entendu été empruntées par de puissants courant glaciaires ; ce sont les  cluses de Chambéry, d’Annecy et de Grenoble.

Comment agit un glacier 

1. Un effet d'érosion par arrachement, dû à l'adhérence de la glace sur les rochers, en particulier, pour un glacier de cirque, dans les pentes situées au-dessus de la rimaye. Les avalanches jouent également un rôle.
2. Un effet d'érosion par abrasion : - en dessous de la rimaye pour un glacier de cirque, - sur le fond de l'auge d'un glacier de vallée. Ici, ce sont les débris rocheux, inclus dans la glace, qui constituent l'abrasif, à la manière des grains d'une meule. Selon la taille de ces débris, les formes d'érosion seront différentes ; de gros éléments engendrent des cannelures, des stries. Les débris plus fins, eux, polissent les roches, donnant naissance à des roches moutonnées et  à des polis glaciaires. Dans les roches dures (granite, gneiss) des stries sont bien souvent préservées après avoir traversé des millénaires. 
3. Un glacier constitue également un moyen de transport pour les débris tombés et arrachés aux parois. A la différence d'une rivière, qui n'évacue les gros blocs que lors des crues, le glacier transporte en permanence la totalité des éléments qu'il reçoit, quelle que soit leur taille et sans les trier.
4. Les eaux de fonte, rassemblées en un torrent sous-glaciaire, entaillent souvent des gorges profondes et étroites, véritables canyons, truffées de marmites de géant.
5. Enfin, lorsque les glaciers sont installés sur des roches calcaires, les eaux de fonte, froides, chargées de gaz carbonique, ont une action dissolvante sur les zones peu inclinées (fonds de cirque par exemple). Il se forme alors souvent des lapiaz, tels que ceux du rebord nord du Vercors (gouffre Berger) ou encore le désert de Platé.

Les formes d’érosion glaciaire

L’épaisseur de glace engendre de fortes pressions sur le substratum. La glace transporte des matériaux arrachés ou tombés dans son bassin d’alimentation. Ces éléments, fins ou grossiers, inclus dans la glace basale sont à l’origine de l’érosion glaciaire. On observe une  grande variété de formes d’érosion qui  s’expriment à différentes échelles : des formes d’érosion majeures appelées aussi formes globales, qui induisent une morphologie générale typique et des formes d’érosion mineures ou micro formes.

 
Formes d’érosion majeures 

La vallée en auge symbolise la vallée glaciaire traditionnellement représentée en U. Par opposition, l’érosion fluviale incise les vallées au centre d’où un profil en V. Malgré tout, cette vision est un peu simpliste, car dans les massifs sédimentaires, on découvre sous les remplissages alluviaux des profils transversaux très irréguliers et occasionnellement en V.   

Traditionnellement, les zones intermédiaires et basses des anciennes vallées glaciaires nous montrent une morphologie assez homogène d’auges aux versants raides. Un épaulement, constitué généralement de roches moutonnées, parfois continu, souligne le bord supérieur des auges.

Les épaulements et les « trimlines »

La transition entre les roches moutonnées soumises à l’érosion des flux glaciaires et le domaine supérieur à forte rugosité est appelée la «  trimline ».  Cette zone s’étend sur une dénivelée de quelques dizaines de mètres.

 
Formes d’érosion mineures, appelées aussi microformes:   

    * dos de baleines et roches moutonnées

Dôme de roches polies formé dans la roche en place par l’action de polissage des graviers et du sable inclus dans la glace à la base du glacier. Les dos de baleines sont toujours orientés dans le sens de l’écoulement du glacier.

 
    * stries

Appelées aussi striures ou rainures pour la taille supérieure ; de formes allongées, elles sont toujours produites par des fragments de roches enchâssés dans la glace basale du glacier.                       

    * cannelures

Dépression allongée, souvent isolée en forme de fond de canot, sa taille varie de 10 cm à 5 m de diamètre.

A la base du glacier, la glace n’exerce pas toujours la même pression sur le lit rocheux, certaines zones sont alors soumises à une érosion plus intense.
 

    * Marmites de géants

Cavité circulaire, pouvant atteindre plusieurs mètres de diamètre. Très commune dans les lits de torrents sous glaciaire, cette cavité est creusée par le mouvement tourbillonnaire des sables et galets transportés dans le courant d’eau. Une chute d’eau sur le lit rocheux en provenance de la surface du glacier peut créer cette forme d’érosion.

 

    * Chenaux d’écoulements des eaux

Appelés aussi « Chenaux de Nye » ; ce sont des canaux creusés par l'eau sous-glaciaire, ils nous montrent l'érosion importante effectuée par ces eaux très chargées en particules. La roche n’est pas en contact direct avec la glace. Ils sont de grand diamètre et ne présentent pas de stries.

 
 
Les formes de dépôts

 
Les glaciers ne se sont pas contentés de creuser, ils ont aussi remblayé, restituant ainsi aux vallées ce qu'ils avaient arraché aux sommets. Ces dépôts, exception faite des moraines des glaciers actuels, correspondent dans les grandes vallées à des constructions morainiques édifiées lors de stationnements des glaciers au cours de la déglaciation. Très en aval, nous retrouverons ces matériaux, dans les plaines de piémont au front des glaciers quaternaires : environs de Lyon, amphithéâtre morainique du lac de Garde, amphithéâtre d’Ivréa, ou encore dans des bassins situés à l'écart des grands courants fluviaux : bassin du Drac (Isère).

Les moraines situées à l'aval immédiat des glaciers actuels, par exemple sous le glacier de Miage italien ou encore les moraines latérales de la mer de Glace ou du glacier du Tour, datent de la dernière poussée glaciaire, le petit âge de glace (1 400 -1 850).

 
Les moraines


Ce sont des dépôts, parfois très volumineux, constitués essentiellement d’éléments hétérométriques  et hétérogènes : sables, graviers et blocs de tailles diverses. Tombés des parois bordant le bassin d’alimentation ou bien arrachés par la glace en mouvements, ces éléments ont été transportés par le glacier. Ils révèlent dans tout les cas la composition pétrographique (la nature des roches) des bassins versants qui alimentent le glacier.   



On distingue : 

-  Les moraines terminales ou frontales que l’on observe en avant des langues glaciaires sur les plaines du piémont (ex : les moraines terminales du glacier du Rhône dans la région Lyonnaise, dans la vallée de Chamonix, la moraine du petit âge glaciaire de la Mer de Glace « la Côte du Piget »)

Dans le cas de moraines terminales très éloignées des zones d’accumulation comme les moraines de l’Est Lyonnais, l’analyse de leur composition pétrographique permet de connaître l’origine des principaux flux.


-  Les moraines  latérales : elles sont présentes dans la plupart des vallées alpines. Ce sont des moraines de stades de retrait. Prenons en  exemple, les exceptionnelles accumulations des blocs de granite de Cordon (en rive gauche de la vallée de l’Arve) ou la moraine de Monthey en aval du verrou de Saint Maurice. Ces moraines constituent de bons indices pour reconstituer le profil du glacier disparu comme la grande moraine de Belledonne (Chamrousse) déposée par le glacier de l’Isère au cours du maximum würmien à l’altitude de 1 150 mètres.


 
Les blocs erratiques


Ce nom vient du latin « errare » : qui erre. Ces blocs n’appartiennent pas au site rocheux sur lequel ils reposent.  Ils représentent des indices du passage et de l’extension du glacier.

Détachés d’une paroi,  ils ont été transportés par les glaciers et déposés lors de leur retrait. Véritables cartes de visite du glacier, ils sont souvent originaires des hautes vallées et de la partie centrale des Alpes ; leur composition révèle leur origine. Venus s’échouer dans les plaines, sur les flancs du Jura, parfois bien au-delà, transportés parfois à des distances considérables de leur lieu de provenance.


Ce sont de  véritable morceau de montagnes que les glaciers du Quaternaire ont déposé,. Certains blocs de granite ont été déplacés de plus de 250 km  par les glaciers du Mont-Blanc puis par le glacier du Rhône.  

Ces gros blocs disséminés dans la nature, autrefois si nombreux, ont toujours intrigué. Ce n’est qu’au milieu du XIX è siècle,  la théorie glaciaire étant alors solidement échafaudée, que l’on comprit l’origine alpine de ces blocs.

Au XIX è siècle, la plupart des blocs calcaires, aisément débitables, avaient déjà disparu, utilisés dès la préhistoire pour des usages divers, et, plus récemment, concassés dans les fours à chaux. Les blocs de granites étaient systématiquement exploités dès le début du XIX è siècle. L’arrivée des granitiers italiens et tessinois, qui importaient avec eux les techniques d’exploitation des roches dures, semblait  annoncer la fin inexorable des blocs erratiques  granitiques.  
Le granite du Mont-blanc enrichit largement les moraines des glaciers de l’Arve et du Rhône. De Wangen à la montagne du Vuache et sur le versant est du Salève, le granite du Mont-blanc y a été déposé en quantité impressionnante.

Nous pouvons en citer quelques uns : en Suisse, dans la région de Doriane au-dessus du Lac de Bienne, se trouve un bloc de granit “La Pierre Creuse”. Les flancs du Suchet (Jura), tout particulièrement à l’alpage de la Matoulaz, sont constellés de blocs de granite du Mont-blanc ;  on découvre « la Pierre à Bollet », superbe bloc erratique déposé par le glacier du Rhône à 1170 m d’altitude. Dans la région de Herzogenbuchsee, on peut observer un volumineux bloc de gneiss provenant du Val de Bagnes. Dans l’avant-pays alpin français, on peut citer la « Grosse Pierre Bise » près de Belley dans l’Ain, bloc de phyllale noire de 380 m3, le gros « bloc de Peyret » de 125 m3 à Moras (Isère), la « Pierre Brune de Rancé », bloc de granite de 100 m3, près de Trévoux dans les Dombes, elle a été déposée par le glacier du Rhône durant l’avant-dernière glaciation. 

A la Croix Rousse (Lyon) le célèbre bloc erratique de la « place du Gros Caillou ». La liste est longue…Nombreuses sont les légendes et croyances populaires qui leur sont bien souvent attachées ; certains noms son évocateurs : la « Pierre du Bon Dieu » (240 m3) près de Treps sur le plateau de Crémieu,  la « pierre de la Mule du Diable » près d’Artaz à proximité de la forêt de Bonnevaux, superbe bloc de gneiss d’un volume de 625 m3. Beaucoup d’entre eux ont été détruits : débités, utilisés comme pierre à construction. Ils sont maintenant épargnés et intégrés dans le patrimoine culturel géologique.

* Würmien : relatif à la dernière période glaciaire