Après le « stade des lacs », le réseau glaciaire se scinde et les grands appareils s’individualisent dans leurs vallées respectives. Cette période de fonte progressive, entrecoupée de stades de progression et de stagnation des langues glaciaires est appelée Tardiglaciaire.

Ce recul progressif couvre une longue période d’environ 8 à 9000 ans, entre 21 000 et 12 000 ans BP.

En 1909, Penck et Brückner mettent en évidence trois stades post-würmiens appelés par les noms de localités type des Alpes orientales : Bühl, Gschnitz et Daun. Ceux-ci ont laissé des traces sous la forme de vallums morainiques parfois imposants, notamment dans le Gschnitztal, vers Brig (glacier d’Aletsch), près de la Roche-sur-Foron (glacier de l’Arve).

Dans les années 1960, de nouvelles méthodes ont permis, sous l’impulsion des glaciologues autrichiens, de modifier ce schéma en l’étoffant, complétant ainsi les trois stades initiaux. Les auteurs, dont les terrains de recherche recouvrent progressivement l’ensemble du domaine alpin, ont peu à peu tenté de préciser la paléogéographie de chaque stade. Le schéma de synthèse proposé par Maisch, à la suite de son étude des glaciers de l’Engadine, constitue actuellement le modèle référent de la déglaciation des vallées. Il met en évidence six stades principaux, 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 et le dernier, l’Egesen correspondant au maximum du Dryas récent.

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 et Orombelli (1982) pour le versant italien du Mont-blanc, de Wetter (1987), Dorthe-Monachon (1986) ainsi que Coutterand et Nicoud (2005) pour la Vallée de l’Arve, Durussel (1992) pour la Vallée du Trient.

La grande récurrence du Tardiglaciaire il y a 16 000 ans

Il y a 16 000 ans, la déglaciation est déjà bien avancée, les grands appareils glaciaires ont quitté le fond des vallées. Un refroidissement brutal provoque une importante récurrence des langues glaciaires.

Elle porte le nom de stade de Gschnitz, du nom de Gschnitztal (Tyrol) où la moraine frontale de Trins a été étudiée. Lors de cette crue, ce glacier de vallée se développe alors sur une longueur de près de 18 km. La moraine du stade de Gschnitz a fait l’objet de datations des blocs erratiques par la méthode des âges d’exposition. L’âge obtenu est d’environ 16000 ans.

En Valais, les glaciers constituent encore un réseau et les grandes vallées latérales sont occupées par de puissantes langues glaciaires. Le glacier du Rhône bien alimenté par les grands appareils de sa rive droite, Aletsch Fiesch, Löchental, puis de sa rive gauche, Mattertal, Turtmanntal, vient mourir un peu en amont de Sierre. Les glaciers latéraux de la rive gauche atteignent à nouveau la vallée du Rhône.

Dans la vallée de l’Arve, les glaciers de la vallée de Chamonix réunis avancent une dernière fois jusqu’au Fayet.

A cette période, les glaciers ont quitté le Jura. Il en est de même dans les Vosges et les Préalpes. Toutes les vallées ont été profondément surcreusées par les épaisseurs considérables des grands appareils glaciaires qui les occupaient quelques millénaires auparavant. Elles présentent une succession de profonds lacs qui seront comblés par les alluvions fluviatiles au cours des millénaires suivants.

Le Tardiglaciaire de la vallée de l’Arve

Le retrait du glacier de l’Arve

Depuis 20 000 ans, le glacier de la vallée de l’Arve s’est progressivement retiré. Les glaciers ont reculé jusqu’à occuper leurs positions actuelles dans le massif du Mont-Blanc. Cette évolution fut cependant ponctuée de périodes de stabilisation, appelées stades. Entre – 20000 et – 11000 BP, les glaciers entament ainsi un lent recul entrecoupé de stationnements.

Ainsi, pour le glacier de l’Arve, on décèle au moins huit étapes de stationnements voir de réavancées en aval du verrou de Cluses, et dix autres entre Cluses et Chamonix.

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

Durant une grande partie du Tardiglaciaire, le vaste ombilic du Fayet-Sallanches était encore occupé par le glacier de l’Arve. La rive gauche de la vallée se révèle ainsi particulièrement fournie en dépôts glaciaires, et la morphologie y a enregistré les fluctuations du glacier arvien avec une assez bonne résolution. On identifie de nombreux cordons morainiques le long du versant entre 1 050 m et 520 m d’altitude. Ils attestent de plusieurs niveaux de stationnements et, peut-être, de réavancées du glacier de l’Arve. Cependant, ces fluctuations s’inscrivent dans un contexte global de déglaciation en milieu lacustre, la vallée étant alors occupée par un vaste lac (Baconnais et al., 1981).

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 granité du Mont-Blanc de Médonnet, échelonnés entre 700 et 900 m d’altitude, sur le versant dominant Sallanches. 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 contemporains de cette extension. Le glacier dépose aussi une moraine latérale au-dessus des Plagnes (sur Passy) 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 granité, 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 1 100 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 17 540 +/- 500 10Be BP et 17 700 +/- 700 ‘°Be BP, obtenus par la mesure des cosmogéniques produits in situ (10Be) 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 (710 m) témoignent d’un glacier qui atteint encore la plaine de Domancy vers -16000 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 ‘°Be BP (Ivry-Ochs et al., 2000). Un âge identique d’environ 16 000 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 granité 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

Pour rencontrer le dernier stade de stationnement du glacier de la vallée de Chamonix (vers -14 000 ans), appelé stade des Houches, il faut remonter en amont de Servoz, au niveau du verrou cristallin des Houches. A cette époque, le front du glacier atteint la plaine des Chavants et la gorge de l’Arve en rive droite.

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 1 600 mètres d’altitude sur sa rive droite, difflue par le Col des Montets, comme en témoigne la petite moraine latérale qu’on retrouve à l’altitude de 1 650 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 Clôt (1 120 m), révèlent une importante accumulation de granité 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 alors 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 Bôlling et de l’Allerôd (noms attribués par les palynologues) est démontrée par la remontée de la limite supérieure de la forêt (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.

Le Tardiglaciaire de la vallée de l’Aar

Au maximum würmien, le glacier de l’Aar comprenait tout le versant nord de l’Oberland bernois à l’exception de la vallée de la Sarine. Sa langue principale avançait jusqu’à Berne, en traversant la région de Thun, tandis qu’une diffluence s’engageait dans le col du Brünig. Les lacs de Thun et de Brienz ont ensuite occupé la vallée surcreusée profondément par la langue glaciaire. Ils étaient autrefois reliés, avant d’être séparés à Interlaken par le delta (masses d’alluvions) de la Lutschine.

Il y a 16 000 ans, le glacier de l’Aar franchit encore le verrou du Kirchet et atteint le site de Meiringen. Dans la haute vallée de l’Aar (Oberhasli), au niveau de l’hôtel du Grimsel, le glacier présente encore une épaisseur considérable  (plus de 500 m) alimenté par la diffluence du glacier du Rhône du col du Grimsel. Le glacier flottant vêle alors dans le lac de Brienz qui s’étendait jusqu’au verrou calcaire incisé aujourd’hui par les célèbres gorges de l’Aar. De cette extension, il reste aujourd’hui les cordons morainiques et de nombreux blocs erratiques de granite perchés sur la rive gauche du verrou.

Par la suite le glacier libère progressivement l’Oberhasli. Le dernier refroidissement du Dryas récent (- 12 000 ans) permet encore à la langue glaciaire d’atteindre Handegg. C’st au niveau du verrou d’Handegg que se mettent en place les  chutes de l’Aar.   

 

La déglaciation de la haute vallée de l’Aar en quatre étapes

La déglaciation à l’échelle de la planète

Elle se réalise en deux temps, d’abord assez lentement : de – 18 000 à -15 000 ans, les glaciers perdent un quart de leur volume ; puis, il y a 14 000 ans, la fonte s’accélère. Des travaux récents, fruits de l’examen des carottages « NorthGRIP » du Groenland, suggèrent alors une évolution des températures particulièrement rapide, de l’ordre de quelques années à peine : « Les renversements climatiques se produisent aussi abruptement que si quelqu’un avait soudain appuyé sur un bouton », remarque Dorthe Dahl-Jensen, coordinatrice du projet NorthGRIP.

La Récurrence du Dryas récent, dernier sursaut de la glaciation

Il y a 14 000 ans, les interstades chauds du Bølling et de l’Allerød sont suivis, il y a 12 000 ans, d’un net et brutal 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 retrouve le pollen dans les sédiments d’un lac danois, au-dessus d’une strate comprenant des pollens d’arbres, démontrant un refroidissement marqué.

 

Tels les Saints de Glace qui marquent la fin de l’hiver, ce refroidissement brutal fait de nouveau 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 et ont localement conservé une fraîcheur surprenante, telle celle de Praz-de-Fort, dans le val Ferret (Suisse).

Durant cette période, le glacier du Rhône s’avance alors jusqu’à Obergesteln tandis que le glacier d’Aletsch atteint une dernière fois 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 dernière crue glaciaire. Plus haut, le glacier d’Argentière rejoignant le glacier des Bois, dépose les reliefs glacio-lacustres et morainiques de la Joux et du Lavancher pendant que les moraines du glacier du Tour construisent les moraines du Planet et de Tré-le-champ.

Vallée de Chamonix.

https://chamonix.fr/index.php/actualites/408-quand-la-mer-de-glace-atteignait-chamonix.html

Trois étapes de la mise en place du relief du parc Couttet

1 – 12 000 BP, la Mer de Glace s’avance dans le lac de fond de vallée et dépose la moraine du parc Couttet

2 – 10 000 BP, le glacier s’est retiré, il reste le relief morainique

3 – Aujourd’hui, les alluvions de l’Arve ont comblé le fond de la vallée

Détour en Amérique du nord : le lac Agassiz

On s’accorde aujourd’hui sur l’origine du refroidissement d’il y a 12 000 ans. 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 golfe 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.

La vallée du Rhône du Pléniglaciaire au Tardiglaciaire

1 – LGM, 28 000 BP

Tout le bassin lémanique est englacé jusqu’à l’altitude de 1200 m en contact avec le Jura. A Martigny, la surface du glacier du Rhône atteint l’altitude de 2100 m

2 – Le stade de Genève, environ 24 000 ans

Le glacier remplit encore la cuvette lémanique, son front dépose la moraine de la  vieille ville de Genève.

3 – Le stade de Monthey, 18 000 BP

Le glacier franchit encore le verrou de Saint Maurice. Le front glaciaire vêle dans un Léman qui s’étend 15 km plus à l’Est.

4 – La récurrence du Tardiglaciaire, 16 000 BP

Le glacier du Rhône s’est retiré dans sa haute vallée, probablement en amont de Visp. Les glaciers des vallées latérales (vals d’Anniviers, val d’Hérens, val d’Entremont), bien alimentés par les hautes montagnes de la rive gauche s’avancent dans la vallée du Rhône occupée par de profonds lacs. Les glaciers d’Anniviers et d’Hérens se déploient en forme de marteau au fond de la vallée du Rhône.

Depuis 3 Millions d’années, 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 un million d’années, 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 s’abaisse de 100 à 130 m (phénomène appelé glacio-eustatisme) 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 mètres de glace l’Amérique du nord et une grande partie de l’Europe du nord.

Glace ancienne

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

C’est la glaciation appelée « Wisconsin » en Amérique du nord, le LGM (Last glacial maximum) à l’échelle de la planète. C’est l’équivalent de la glaciation du Weichsel en Europe du nord et du Würm dans les Alpes.

L’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. L’épaisseur de l’ice-cape, proche de 5000 m, est centrée au sud de 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 oblitère 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 Béring 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.

 

 

 

Evolution de la calotte glaciaire eurasienne (d’après Vincent Peyaud, 2006)

La glace apparaît vers 116 ka BP en Amérique du nord pour n’en disparaître qu’ à la fin de la glaciation. A cette époque, l’intensification des tempêtes océaniques est très marquée sur la côte Atlantique (Ruddiman and McIntyre, 1979). Le niveau des mers chute rapidement jusqu’`a – 40 m vers 110 ka BP. Il faut probablement imputer une contribution majeure à la Laurentide.

Des évidences de glaciation sont observées dans l’arctique canadien et au sud de la Baie d’Hudson (Andrews et al., 1983). Boulton and Clark (1990) interprètent ces traces comme un complexe de glace à deux dômes initiés sur le nord de Baffin Island ou au nord est de Keewatin, et sur le Labrador.

Un dôme se développe à partir de 30 ka BP sur le Keewatin et l’Alberta, Dyke et al. (2002). Les rocheuses s’englacent peu après, et une calotte centrée sur la Colombie Britannique s’étend jusqu’aux côtes (à l’Ouest) et la Laurentide (à l’Est) jusqu’à 15 ka BP.

Une large fraction de la Laurentide atteint son extension maximum plusieurs milliers d’années avant le LGM (19 à 22 cal ka BP; Mix et al., 2001) et la majorité de la calotte reste en place bien après le LGM (Dyke et al., 2002). La contribution maximale de la calotte à la dépression glacio-eustatique est estimée, à partir du rebond isostatique, à  -60 -75 m (Tarasov and Peltier , 2004).

Stade  isotopique 11

Il y 400.000 ans, durant le stade isotopique marin 11, la Terre connait un interglaciaire long, qui amena  a une déglaciation massive du Groenland et de l’Antarctique de l’Ouest (Droxler et al., 2003). Les paramètres orbitaux étant proches de ceux d’aujourd’hui, cet interglaciaire est souvent considèré comme un des meilleurs analogues de l’époque actuelle.

Le Stade Isotopique 6 : la glaciation du Saalian

L’avant dernière période glaciaire, appelée Saalian en Eurasie, atteint son maximum il y a plus de 140 000 ans. La calotte eurasienne couvre alors une large partie de l’Europe de l’Est, de la Russie et de la Sibérie correspondant pratiquement  à l’extension quaternaire maximale dans ces régions (Svendsen et al., 2004). Le refroidissement associé au développement de cette calotte devait être bien plus important qu’au LGM.

 

Le dernier cycle glaciaire : stade Isotopique 4 et 2

Une grande calotte de glace se développe après 90 ka BP. Cette calotte couvre tous les plateaux continentaux de Barents et de Kara et s’étend à l’Est jusqu’à la péninsule du Taimir et bien au sud des côtes actuelles de la Sibérie Occidentale. Elle rejoint une calotte s’étendant sur les plateaux du Purotana. Au Sud d’immenses lacs remplissent la dépression isostatique créée par les calottes (qui en outre barre l’écoulement des fleuves vers le nord). Ces lacs ont tempéré les étés sibériens et réduit la fonte des calottes accentuant la glaciation (Krinner et al., 2004). Ces lacs disparaissent vers 80 ka BP, quand les calottes laissent à nouveau passer les fleuves. La glaciation est plus limitée à l’Ouest où seuls les reliefs Scandinaves sont englacés.

 

Stade Isotopique 4 : l’entrée en glaciation

Les calottes avancent rapidement en Scandinavie et sur les mers de Barents et de Kara. Cette avancée est moins importante que la précédente vers l’est ; par contre la calotte scandinave grossit considérablement et s’´etend depuis le sud de la Norvège (centre de masse), (Kleman et al., 1997) sur la Baltique et la Finlande. Selon Mangerud (2004), un puissant ice stream se développe probablement dans la fosse norvégienne, une longue tranchée située entre la mer du Nord et la côte sud de la Novège.

 

Stade Isotopique 2 : dernier Maximum Glaciaire

La dernière phase d’extension commence après 29 ka BP. La Calotte scandinave présente une étendue maximale vers 22 ka BP, centrée sur le golfe de Botnie. Selon Kleman and Hättestrand (1999) la base est froide sur le golfe de Botnie, ainsi qu’en Suède et en Laponie jusqu’`a la péninsule de Kola. La calotte s’étend jusqu’au talus continental vers l’Ouest, sur L’Europe du Nord et les plaines russes et couvre la mer Blanche. Les calottes scandinave et britannique se rejoignent probablement jusqu’à 23 ka BP. Selon Mangerud, (2004), un petit dôme apparaîtrait en Mer du Nord, séparée de la Scandinavie par un ice stream longeant les côtes norvégiennes dans la « fosse norvégienne »  Une calotte s’étend sur la Mer de Barents centrée à l’Est du Svalbard.. Son extension est plus limitée vers l’Est et ne couvre qu’une partie de la Mer de Kara ((Svendsen et al., 2004). Les indices géodynamiques (reconstructions isostatiques) donnent une épaisseur supérieure à  3000 m (Lambeck, 1995, 1996).

 

 

L’Europe au LGM

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) ;

– 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 écossais, 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, qui culmine à  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 130 m qui élargit certaines plaines côtières de 400 km : le golfe Persique fut asséché,  l’Adriatique très amoindrie, laissant le site de Venise à 240 km à l’intérieur des terres ; la côte du golfe 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 laissés 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.    

La déglaciation

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.

Les étapes de retrait de la calotte glaciaire Laurentide

 

Que représente la glaciation des Alpes dans l’âge de la Terre ?

L’histoire de la Terre se subdivise en périodes géologiques ou « ères ». Le précambrien, d’une durée de 2,5 Milliards d’années, précède l’apparition des premiers fossiles il y a 500 Millions d’années. Puis viennent dans l’ordre suivant : les ères Primaire, Secondaire Tertiaire et Quaternaire. Essayons d’imaginer que cet incroyable laps de temps représente 12 heures. Cela conduirait les temps précambriens de minuit à 9 H 30 du matin. Les grands reptiles, les dinosaures n’apparaîtraient qu’après 11 heures ; la chaine des Alpes vers 11 H 50 ; l’homme et les grandes glaciations du Quaternaire environ 16 secondes avant midi. L’histoire des glaciers des Alpes (depuis 4 millions d’années) ne représenterait alors que 30 petites secondes dans l’histoire de la Terre !

Pendant presque toute la durée de ses 4,6 milliards d’années d’existence, la planète a été chaude et complètement dépourvue de glaciers. Seules cinq grandes ères glaciaires, chacune durant en moyenne 50 millions d’années, ont amené des températures plus fraîches.

La figure présente en bleu (première ligne) les cinq ères glaciaires connues. Chacune d’elles englobe plusieurs époques glaciaires, dont les températures moyennes sont encore plus basses.

On retrouve les traces des glaciations anciennes de l’ère Primaire dans le Sahara (vers 450 millions d’années) et en Australie, en Afrique du Sud, en Inde et en Amérique du Sud (vers 270 millions d’années). La dérive des continents explique le phénomène : au cours de sa migration, l’Afrique, soudée à l’Australie, a transité par le pôle Sud et occupé pendant quelques dizaines de millions d’années la place du continent Antarctique. Nos régions étaient alors sous l’équateur : la forêt luxuriante qui y croissait donna naissance aux couches de charbon (d’où le terme de Carbonifère pour la période de la fin de l’ère Primaire).

L’ère Secondaire a bénéficié d’un climat très chaud, le maximum des températures étant atteint voici 70 millions d’années peu avant l’extinction des dinosaures. Puis pendant l’ère Tertiaire, qui débute il y a 65 millions d’années, la Terre entame une longue période de refroidissement correspondant à une baisse des températures moyennes de quelque 10 à 15 °C.

Depuis 35 millions d’années, l’ère actuelle (deuxième ligne) a connu plusieurs époques glaciaires durant lesquelles la calotte de l’Antarctique s’est formée. Les premiers glaciers s’installent au Groenland et dans les Alpes il y a 4 à 5 millions d’années, un peu avant le début du Quaternaire.

Le Quaternaire (2,6 millions d’années) inaugure l’un des épisodes les plus froids de l’histoire terrestre (troisième ligne). Ces offensives particulièrement vigoureuses des glaces constituent les glaciations. La dernière de ces glaciations (quatrième ligne), précédée par une période plus chaude, appelée interglaciaire, commence il y a environ  75 000 ans. Après un premier maximum, il y a 60 000 ans, elle se modère quelque peu et marque un nouveau temps fort il y a 25 000 ans. Dans les 11 000 dernières années de l’interglaciaire Holocène (cinquième ligne) l’amplitude des températures n’a jamais excédé 2° autour de la moyenne planétaire actuelle de 15°C. Le dernier de ces épisodes, entre le XIV^e et le milieu du XIX^e siècle, a reçu le nom de Petit Âge Glaciaire (sixième ligne). Depuis, le climat est relativement doux ; seulement ponctué de refroidissements comme le dernier entre les années soixante et les années quatre-vingt (septième ligne).

Le Quaternaire,  définition : (depuis 2,6 millions d’années) période la plus récente sur l’échelle des temps géologiques. Cette période se caractérise par une succession d’environ 30 glaciations et l’apparition de l’Homo erectus. Le Quaternaire est subdivisé en deux époques géologiques : Pléistocène et Holocène.

La chronologie isotopique

Un enregistrement continu et global des variations de température a été recherché à partir des années 1950. Il a été fourni par des carottages dans les sédiments des fonds océaniques et dans les calottes glaciaires du Groenland ou de l’Antarctique. La proportion entre les isotopes 16 et 18 de l’oxygène contenus dans ces sédiments (en particulier dans les Foraminifères fossiles des sédiments océaniques) est corrélée à celle de l’eau de mer, elle-même liée à la température moyenne de l’atmosphère terrestre. Une courbe de variation de la température moyenne a ainsi pu être établie pour les 200 derniers millénaires. Elle a ensuite été confrontée aux datations obtenues par d’autres méthodes pour aboutir à une chronologie isotopique désormais universellement reconnue.

La courbe isotopique de températures a permis de définir une alternance de stades froids et tempérés, numérotés à partir du stade tempéré actuel ou stade 1, en remontant dans le temps.

Ces stades sont appelés stades isotopiques de l’oxygène, connus plutôt sous leur nom anglais, marine isotopic stage ou MIS, les pairs correspondant aux périodes froides (et donc aux glaciations), les impairs aux périodes chaudes. (ou OIS pour Oxygen isotope stage). Les stades froids portent des numéros pairs (2, 4, 6, etc.) et les stades tempérés portent des numéros impairs (3, 5, 7, etc.). Ils peuvent correspondre respectivement aux phases glaciaires et aux interglaciaires des anciennes chronologies continentales, mais aussi à des épisodes intermédiaires, les interstades. La glaciation würmienne correspond approximativement aux stades isotopiques 2, 3, 4, le stade 5 à l’avant dernier interglaciaire, le stade 6 (MIS 6) à l’avant dernière glaciation (Riss récent), le stade 10 correspondrait à la glaciation la plus étendue dans les Alpes !

 

Les alpes avant les glaciations, les époques tertiaires

Les Alpes sont pratiquement dépourvues de documents datant de la fin du tertiaire ; nous savons que les Alpes, pour la région du Mont-blanc, forment un relief entièrement terrestre depuis 28 Ma. Depuis cette époque, l’oligocène, la chaîne des Alpes, en plein soulèvement était immédiatement soumise à une intense érosion. Une partie de ce qui deviendra plus tard le Jura, car il n’était pas encore plissé, et le pied des Préalpes étaient envahis par une mer peu profonde constituée de lagunes.

Quelle était l’allure de nos régions ? Les quelques hypothèses élaborées reposent sur l’étude du bassin molassique où s’accumulaient les produits de cette intense érosion.

En effet, la longue et étroite dépression qui longeait le bord de la chaîne, de Grenoble à la Bohème, recueillait la charge détritique des rivières alpines. Le vaste bassin devait se présenter comme une large plaine marécageuse où divaguaient des rivières entre des îles basses couvertes d’une végétation tropicale luxuriante. Sur les rivages de ces lagunes évoluaient une faune et une flore tropicale. Les fossiles de faune et de flore de la molasse (dont des palmiers) indiquent qu’à l’Oligocène, la couverture végétale remontait certainement très haut en altitude. Le climat était encore chaud et humide, comparable à celui de l’actuelle Virginie. Bien que les Alpes n’aient pas encore abrité de glaciers, les processus de l’érosion étaient déjà à l’œuvre, l’action du gel et du dégel, appelée la cryoclastie, était secondée  par l’érosion  fluviatile. À leurs embouchures, les rivières abandonnaient leur graviers, n’entraînant dans la partie centrale de la dépression que leurs grains les plus fins. Le gros de la molasse est constitué de ces éléments fins, alors que les graviers et galets se retrouvent actuellement à l’état de conglomérats bien cimentés le long du bord interne du bassin. On peut ainsi localiser plusieurs amas conglomératiques (Mont Pèlerin, Guggisberg, Napf, Rigi, Hörnli), qui correspondent à autant de deltas de rivières tertiaires. La molasse, roche détritique par définition, est constituée uniquement  de  débris  de l’érosion  des  Alpes  déposés  entre – 25 Millions d’années et – 10 Millions d’années.

La figure représente les cônes de déjection de la Nagelfluh et le réseau fluviatile sur la bordure septentrionale des Alpes lors du dépôt de la Molasse. Le réseau hydrographique actuel, dessiné en noir, sert de repères (d’après Burgisser et Schlanke).

Des hautes montagnes existaient, aussi élevées, peut-être plus qu’aujourd’hui, mais bien différentes par leurs aspects et leurs caractéristiques lithologiques de celles que nous connaissons.

La présence de débris alpins de la molasse prouve qu’il existait, plusieurs millions d’années avant l’apparition des glaciers, un réseau hydrographique qui remontait au cœur du massif alpin. Peut-on aller plus loin dans la reconstitution géographique de cette période ? Par exemple imaginer le tracé des rivières ? L’exercice fut autrefois tenté par d’anciens géologues très audacieux comme le Zurichois Rudolf Staub. Les reliefs et le réseau hydrographique étaient fort différents de ceux que nous connaissons aujourd’hui. C’est par un système de capture puis d’érosion régressive que le cours des rivières actuel s’est mis en place bien avant les premières invasions glaciaires.

Il y a environ 5 Ma, le climat de l’Europe entama un lent refroidissement. Celui – ci s’est installé d’une manière plus ou moins contemporaine à la mise à l’affleurement des massifs granitiques du Mont-Blanc de Belledonne et de l’Aar. A la fin du Miocène et le début du Pliocène entre – 5 et – 3 Millions d’années, ce refroidissement a favorisé la préservation du manteau neigeux en altitude, et ainsi la formation de petits appareils glaciaires dans les Alpes.

Les glaciers à Lyon !

Plusieurs glaciations paroxysmales (une tous les 100 000 ans) sont désignées par les noms de rivières de Bavière : Günz, Mindel, Riss et Würm. D’après Mandier (1984), ce serait au Riss (entre 450 000 et 140 000 ans) que les glaciers des Alpes furent les plus étendus.

Depuis la fin du pliocène, 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 2,6 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.

Chronologie du Quaternaire  selon les auteurs français (Mandier, 1984)

 

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).

A 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.

Alors que la théorie glaciaire était unanimement admise par la communauté scientifique à la fin du XIX^e 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’âges 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

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 des 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 attribuée à une avancée paroxysmale du glacier de l’Isère en Bièvre-Valloire pendant cette période ancienne.

Les premières glaciations se sont avancées dans des vallées bien moins approfondies qu’au Würm, chacune contribuant au creusement progressif des vallées et des ombilics ; c’est pourquoi il n’est pas étonnant que l’on retrouve des dépôts glaciaires très haut perchés sur les flancs des grandes vallées alpines, hors de portée des glaciers würmiens. C’est le cas, dans la basse vallée de l’Arve, des blocs erratiques de la pointe d’Andey (1660 m), ou du sommet du Salève (1310 m).

La corniche calcaire du Vercors au-dessus de Grenoble nous livre quelques éléments confirmant 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 à 1520 m au-dessus de Grenoble, à la base de l’escarpement nord-est du Moucherotte (1901 m) dans le 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. Les datations effectuées par paléomagnétisme sur les sédiments formant le plancher de la grotte ont fourni un âge supérieur à 780 000 ans.

Le paléomagnétisme et les inversions de polarité

Le pôle nord et le pôle sud n’ont pas toujours été au même endroit. En fait, si le pôle nord magnétique connaît en permanence une légère dérivation, il se retrouve parfois au pôle sud. et vice-versa. Ce phénomène s’appelle une inversion magnétique. On peut retrouver dans certaines roches des cristaux ferro-magnésiens, dont l’orientation traduit celle du champ magnétique terrestre au moment de la formation ou du dépôt de la roche, comme une boussole figée.

On distingue donc des époques stables à polarité normale, et d’autres à  polarité  inverse.   

 

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.

L’évolution pléistocène du réseau karstique de la grotte Vallier : le réseau karstique est progressivement tronqué par le recul de l’escarpement du Moucherotte, ce qui explique son ouverture en pleine paroi. 1 = Molasses miocénes, 2 = Calcaires du Crétacé supérieur, 3 = Calcaires urgoniens,            4 = Marnes hauteriviennes, 5 = Réseau souterrain et son exutoire

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 approfondies 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 contribué à l’approfondissement des vallées et des grands ombilics.

http://www.geoglaciaire.net/index.php?option=com_content&view=article&id=93&Itemid=103

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 du fluvioglaciaire rissien, sauf à 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 débordé sur le Piémont car les hautes terrasses de Valloire ne peuvent-être que d’origine glaciaire.

Le pléistocène moyen

Le complexe glaciaire Rissien : moraines externes et moyennes terrasses

C’est probablement à l’époque des « moraines externes » définies depuis Penck et Bruckner comme Riss que les glaciers alpins ont eu leur plus grande extension et ont construit les moraines frontales les plus éloignées des massifs centraux. Les alluvions fluvio-glaciaires issues de ces moraines constituent en aval le système des moyennes terrasses. La stratigraphie des moraines externes et la pluralité des terrasses fluvio-glaciaires associées indiquent qu’il y aurait eu au moins deux ou au plus quatre pulsations glaciaires distinctes au sein du complexe Rissien.

C’est une très longue période qui correspond à trois ou quatre glaciations autonomes (Mandier, 1984), séparées par des interglaciaires. La glaciation la plus étendue pourrait correspondre à la longue phase froide qui culmine vers   – 450 000 ans appelée MEG (Most Extension Glaciation) par les auteurs anglo-saxons. Puis deux, voire trois autres glaciations vont à nouveau permettre aux glaciers de déborder sur les plaines de piémont. La dernière de ces glaciations prendra fin il y a 130 000 ans lors de l’interglaciaire Riss-Würm. Ce dernier commence par un  optimum climatique, l’Éémien, daté de 128 000 ans. A cette époque, l’Europe bénéficie, pendant quelques millénaires, d’un climat plus chaud qu’aujourd’hui ; la preuve nous en est fournie par des restes d’hippopotames qui vivaient alors sur les bords de la Tamise. C’est à peu près à cette époque que l’homme de Neandertal apparaît en Europe.

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.

La pluralité des terrasses fluvio-glaciaires associées aux moraines externes indique qu’il y aurait eu au moins trois, voire quatre glaciations au sein du complexe glaciaire rissien.

 

Le front des glaciers du maximum rissien (MEG) est bien délimité. Au nord de la Suisse, c’est la glaciation de « Möhlin » (Preusser el al. 2011), nom de la localité type situé à une quinzaine de km de Bâle. Le vaste lobe de piémont constitué par les glaciers du Rhône, Reuss, Linth et Rhin a envahi tout le nord de la suisse, se soudant à la petite calotte glaciaire de la Forêt Noire.

De son côté, le glacier du Rhin rejoignait la calotte de la Forêt-Noire et s’étendait au nord jusqu’à la vallée du Danube dont il bloquait le cours supérieur ainsi que celui de la Lauchert en formant un lac de barrage à la cote 684 m. De fait, l’exutoire du lac était contraint de s’écouler vers le Neckar (https://fr.wikipedia.org/wiki/Neckar). À l’est, il a poussé ses moraines jusqu’à Biberach an der Riß, la localité qui a donné son nom à la glaciation de Riss.

A l’ouest, contournant la calotte glaciaire  jurassienne, le glacier du Rhône s’étendait jusqu’à Ornan  au nord et sur les alluvions du sud de la Bresse jusqu’à Bourg Plus au sud, le glacier du Rhône s’étalait sur les alluvions du sud de la Bresse jusqu’à  Bourg, recouvrant le plateau des Dombes au relief moutonné parsemé d’étangs. A l’est, ce lobe principal était réactivé par des courants de glace  issus des vallées les plus basses sortant du Jura. Cette région a été étudiée sous l’appellation de « glaciaire de la Dombes », elle a fait l’objet de nombreux travaux ; nous mentionnerons particulièrement : Falsan et Chantre (1879), Bourdier (1960), Fleury et Monjuvent (1981), Mandier (1982).

Plus au sud, à Lyon, le glacier rissien ennoyait la colline de Fourvière (la basilique et une partie de la vieille ville sont construites sur de la moraine du glacier du Rhône) les glaces atteignant Tassin-la-demi-lune. Mordant sur la bordure orientale du Massif du Mont d’Or, il  barrait le cours de la Saône où il retenait un vaste lac d’obturation au niveau du défilé de St Rambert. A l’est, il était limité par la vallée du Garon ; cette vallée était empruntée par le cours du Rhône et de la Saône issu du glacier qui rejoignait le cours actuel du Rhône à Givors. À Vienne, le front glaciaire obliquait vers l’est, longeant le rebord nord du plateau de Bonnevaux, puis entrait en contact avec une diffluence du glacier de l’Isère de la Bièvre-Valloire. L’arc morainique de Faraman-Beaufort-Pajay, situé à l’ouest de la Côte-St-André, témoigne toujours de cette extension des glaces iséroises !

Les moraines frontales externes sont nets de Bourg en Bresse à Givors, excepté au nord-ouest du plateau de la 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 parce que le glacier, pendant cette phase maximale, venait mourir dans le lac d’obturation glaciaire de la Saône (Mandier, 1984).

Ces rides morainiques externes sont prolongées en aval par le système des moyennes terrasses fluvio-glaciaires. Il est particulièrement net en Bièvre Valloire. Dans la vallée du Rhône les moyennes terrasses sont assez démantelées, sauf dans le chenal périphérique de Tassin à Givors où l’on distingue trois terrasses emboîtées successives voire quatre niveaux successifs dans la région de Bourg en Bresse.

Les glaciations des Dombes : le « glaciaire de la Dombes »

Les travaux de Pierre Mandier (1984) ont permis de préciser les différentes glaciations ayant recouvert la Dombes au Pléistocène moyen.

On peut ainsi envisager la succession suivante de phases glaciaires du glacier Dombiste :

• un glacier ancien, appelé par Mandier stade de Chatanay, envahit la Dombes en progressant en éventail (période d’anaglaciaire). En Dombes occidentale, il édifie les cordons de Chatanay et s’avance vers le nord-ouest en trois lobes. Les différents courants de glace se rejoignent au nord et construisent la moraine frontale du Seillon. Plus au sud, la progression du glacier se calant contre le promontoire cristallin de St Rambert, est à l’origine du vaste lac de la Bresse se développant vers le nord sur plus de 200 km. C’est en partie dans ce lac que venait mourir le lobe glaciaire de la Dombes dont les  eaux de fusion ont déposé (sédimenté) d’abord des sables puis, plus au nord, des argiles lacustres (Argiles de Rochetaillée).

Le niveau de ce lac semble s’établir à la cote 230 m.

• Le second stade, celui du marais des Echets, correspond également à une glaciation bien individualisée. Les différentes crêtes morainiques frontales sont encore bien visibles, c’est notamment le cas des moraines de Pouilleux, de Misérieux, s’étendant de l’est de Massieux jusqu’à Limanda, avec la magnifique ride morainique  de Chapouilleux. Derrière celle-ci se trouve l’extraordinaire bloc erratique de granite du Mont-Blanc de Rancé (granite porphyroïide). Cette glaciation provoque un nouveau barrage glaciaire de la Saône d’un niveau légèrement inférieur au précédant (cote 210 m).

L’appartenance des moraines externes à la glaciation de Riss n’est pas unanimement admise. Dans le Lyonnais, les moraines externes sont attribuées au Mindel et au Riss  par M. Gigout (1969), alors qu’en Bièvre une partie des moraines externes serait günzienne (Bois d’Autimont), les moraines intermédiaires rissiennes. Les travaux de Mandier (1982) attribuent les moraines externes associées aux moyennes terrasses au Riss ; gardons-nous de conclure un peu hâtivement, mais il est possible que la glaciation la plus étendue (MEG) appartienne à l’une des périodes froides du complexe Rissien.

Dans la basse Isère, le front du glacier Rissien n’est pas identifié (pas de moraines). A Grenoble, le glacier du Drac qui recevait en amont la transfluence du glacier de la Durance par le col Bayard 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 km la porte de Provence, 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.

L’avant dernière glaciation, le Riss Récent  (penultimate glaciation)

 

Elle a laissé des traces encore bien visibles dans le paysage de la périphérie des Alpes. Au nord de la Suisse, l’avant dernière glaciation  est identifiée sous le toponyme de « Beringen glaciation » (Preusser el al. 2011), du nom de la localité type limitant au nord le lobe du glacier du Rhin.

Durant cette période, le glacier du Rhin s’est avancé au nord-ouest de Schaffhouse dans la région du Klettgau. Il en est de même pour les glaciers de l’Aar, Reuss et Linth qui, fusionnant, se sont étendus au nord de la vallée du Rhin entre les villes de Schaffhouse et Waldshut, bloquant ainsi l’écoulement de la Wutach (affluent du Rhin) formant ainsi un vaste lac proglaciaire.

Lors de cette avancée paroxysmale le glacier du Rhône déborde partiellement les hauts plateaux du Jura comme le suggère la présence de blocs erratiques de granite du Mont-Blanc à 1200 m d’altitude sur les flancs du Monthoz (Jura bernois). Ces blocs, datés par la mesure d’exposition des roches, présentent des âges de  170 000 ans. Il en est de même pour les blocs de granite du Mont-Blanc de la Sagne à proximité de la Chaux de Fond.

 

 

 

 

A l’ouest, à Lyon, le Riss Récent correspond à  la  « glaciation de Calluire / la Croix Rousse ». Les dépôts glaciaires en témoignent, c’est notamment le cas des crêtes morainiques qui bordent au sud le plateau de la Dombes et se prolongent par les moraines de Calluire et de la Croix Rousse. Elles forment un ensemble de moraines bien individualisées. A la Croix Rousse, sur la place du « Gros caillou, le célèbre bloc erratique de quartzite triasique (provenant de la Vanoise) témoigne de cette extension.

 

Le glacier vient une nouvelle fois en contact avec les reliefs de la rive droite de la Saône, un peu au nord de la colline de Fourvière, et provoque un dernier barrage glaciaire sur la Saône d’un niveau légèrement inférieur aux précédents (cote 190 m). Le lac de barrage est plus limité.

Plus au sud, le glacier isérois s’est avancé sur la pleine de Bièvre Valoire jusqu’à la Cote Saint André.

Durant cette période le Triève n’était pas totalement englacé, malgré la présence de la langue glaciaire diffluente du glacier de la Durance par le col Bayard qui se soudait avec les langues des glaciers du Drac, de la Séveraise et de la Bonne.

Le pléistocène récent

La glaciation du « Würm »

Le complexe des moraines internes 

Depuis 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 jusqu’à Shaffhausen, à l’emplacement des chutes du Rhin. 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.

Les chutes du Rhin – un héritage du dernier maximum glaciaire

Les glaciers quaternaires ont modifié profondément l’aspect du Plateau suisse en raison de l’action conjuguée de l’écoulement des glaces et des eaux de fusion. Un témoin particulièrement impressionnant des processus morphogéniques glaciaires est bien illustré par les chutes du Rhin près de Schaffhouse/Neuhausen, au nord de la Suisse.

Un ancien cours de rivière…

A – Avant la dernière glaciation: Le Rhin, venu du lac de Constance, en passant à Schaffhouse, est repoussé vers le sud par les couches denses de calcaire jurassien. Le fleuve creuse un sillon profond dans la roche.

Le glacier du Rhin progresse vers l’ouest, par-dessus l’ancien fleuve.

L’ancienne fosse du Rhin est entièrement comblée

B – par la moraine de fond pendant la dernière avancée du glacier du Rhin il y a 24 000 ans. Les eaux de fonte s’écoulent par différents torrents vers l’ouest, principalement en direction du Klettgau.

Le fleuve retrouve son ancien lit après le départ du glacier

C – Le recul du glacier du Rhin contraint le fleuve à creuser un nouvel itinéraire vers le sud. Il commence par s’encaisser dans les couches de gravier et dépôts morainiques.

Ce début d’érosion en profondeur est reconstitué au Musée Allerheiligen à Schaffhouse. A gauche de l’illustration, le Rhin retrouve son ancien lit près du coude de Schaffhouse. A droite, le Rhin, dans son nouveau lit, a atteint le socle rocheux et, à l’emplacement actuel des chutes, bascule dans l’ancien lit comblé par des graviers meubles.

La  dernière glaciation, celle du « Würm », a commencé il y a 70 000 ans. On a coutume de diviser cette glaciation würmienne en deux périodes froides , le Pléniglaciaire inférieur (- 70 000 à – 50 000 ans) et le Pléniglaciaire supérieur (– 28 000 à – 16 000 ans), séparées par un interstade plus tempéré.

Le Pléniglaciaire inférieur, particulièrement froid et humide, a permis à la plupart des glaciers alpins d’atteindre leur plus grande extension. Le lobe glaciaire lyonnais s’est arrêté à 15 km de Lyon, ainsi qu’en témoignent les moraines frontales de Lagnieu et de Grenay. Une longue période d’interstades (période plus tempérée mais plus froide qu’un interglaciaire) suit cet épisode très froid, les glaciers abandonnant les piémonts et reculant dans les vallées. Le climat n’est cependant pas aussi tempéré qu’en période interglaciaire, comme aujourd’hui.

Il y a 30 000 ans, nouvelle péjoration climatique. Durant les dix millénaires qui suivent, les plus froids de la glaciation würmienne, les températures moyennes de l’Europe sont inférieures de 10 à 12 °C à celles que nous connaissons. Durant ce Pléniglaciaire supérieur, les glaciers des Alpes progressent une dernière fois sur les plaines de l’Est lyonnais.

La surface des glaciers alpins au maximum de la dernière glaciation atteignait environ 220 000 km².

Dans les Alpes, 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 l’amphithéâtre des moraines frontales de Grenay à 15 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.

 

 

 

 

Reconstitution des flux glaciaires au Würm

Les travaux universitaires de Coutterand, (2007, 2010) appliqués aux reconstitutions paléogéographiques et à l’étude des flux glaciaires lors du maximum würmien apportent une interprétation nouvelle de l’organisation du réseau glaciaire dans les Alpes nord-occidentales.

Ce travail remet en cause la vision traditionnelle du glacier du Rhône atteignant le «complexe des moraines internes».

En effet, les analyses démontrent que la totalité des glaces du lobe de piémont lyonnais provenait des zones d’accumulation de la partie interne des Alpes du nord françaises : sud du massif du Mont-blanc, Beaufortin, Tarentaise et une partie de la Maurienne. De plus, elles confirment la puissance des appareils glaciaires ayant occupé les grandes cluses des massifs subalpins et soulignent le rôle essentiel des glaciers transversaux originaires de la zone centrale des Alpes dans l’alimentation du lobe de piémont lyonnais. Quant à l’alimentation du lobe de Moirans, les analyses pétrographiques et les comptages de minéraux lourds apportent la preuve d’une contribution majeure du glacier de la Romanche.

Cette étude souligne en outre la puissance des « icestreams » ayant occupé les grandes cluses des massifs subalpins (on peut qualifier ainsi ces couloirs évacuateurs des zones d’accumulation : 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 également à l’origine de l’alimentation du lobe lyonnais.   

21 a Coutterand

 

 

 

Le système glaciaire tout entier était drainé par de puissants fleuves de glace. En Autriche, le glacier de l’Inn, le plus vaste complexe glaciaire des Alpes, se déployait sur plus de 330 km jusqu’à Wasserburg près de Munich ; il nous a légué les lacs de Sils et Silvalpana en Haute Engadine. Le complexe lacustre de la Haute Angadine est hérité de l’ancien glacier de l’Inn. Ici, l’épaisseur de glace considérable a surcreusé de vastes cuvettes aujourd’hui occupées par les lacs. Sur le versant méridional des Alpes, le glacier de l’Adige drainait un immense territoire compris entre les Dolomites et le massif d’Adamello.

 

 

Le glacier de la Baltea et le lobe d’Ivrea au Pléistocène

Le glacier de la Baltea en débouchant sur la plaine du Pô a construit le plus volumineux amphithéâtre morainique des Alpes.

Sur ce versant oriental des Alpes, les glaciations quaternaire sont responsables de la morphogenèse, non seulement dans les secteurs montagneux les plus élevés, mais également dans les basses vallées et à leur débouché sur les plaines du Piémont. Les phases d’expansion maximales et les phases de retrait du glacier principal de la Baltea, puissant système dendritique, sont à l’origine de l’amphithéâtre morainique d’Ivrea (AMI).

L’AMI 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 terminales (Carraro, 1992), qui sont, du plus externe au plus interne, les 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 mais aussi interglaciaires responsables des phases de sédimentation et d’érosion.

Trois générations de cordons morainiques sont différenciées par leurs faciès d’altération (qui caractérise l’évolution des sols depuis la fonte du glacier). De l’extérieur vers l’intérieur de l’amphithéâtre, on reconnaît 3 groupes.

 

Le Groupe de Borgo

Groupe le plus externe et le plus 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 de la Dora Baltea. Des études sur le paléomagnétisme de ces derniers (Lanza et 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 la bordure gauche orographique de l’AMI sur une longueur de 18 km avec un commandement maximal 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, celle du Riss, aujourd’hui définie de manière plus correcte comme l’expansion glaciaire maximum du Pléistocène moyen.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Le Groupe de Bollengo

Les études menées dans le secteur d’Alice Superiore ont montré que les unités de dépôts glaciaires correspondant aux arcs morainiques les plus internes et récents reposent sur des surfaces modelées dans le substratum rocheux à une altitude progressivement plus basse. C’est en particulier 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 à -55 000 ans). Les dépôts fluvio-glaciaires du Groupe de Bollengo constituent une séquence de terrasses emboîtées dans les sédiments glaciaires et fluvio-glaciaires des groupes 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 nord-ouest – sud-est et qui est en partie empruntée par l’actuelle bretelle autoroutière Santhià-lvrea. Au maximum wurmien, le glacier de la Dora Baltea 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’accumulation étaient aussi alimentées par plusieurs diffluences : citons entre autres la diffluence des glaces valaisannes par le col du Grand Saint Bernard et la diffluence des vastes zones d’accumulation centrées sur le Plateau Rosa – Gornergratt (Kelly et al. 2004) depuis le Valais suisse.

Le glacier du Rhône

Se développant sur une longueur de près de 270 km,  le glacier du Rhône, en débouchant sur la cuvette  lémanique, s’étalait 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 donnait alors naissance à deux gigantesques lobes (glacier de piémont interne). Le plus septentrional recouvrait 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). 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 remplissait 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 issus du Valais et du massif du Mont-Blanc à plus de 1000 m d’altitude.

 

 

En Valais, cet appareil est désigné sous le terme de « glacier de transection ». Dans la vallée de Conches (Goms), véritable cœur de la glaciation du Rhône, l’accumulation de neige et de glace formait un dôme (bien que cette hypothèse soit controversée) centré sur la région du col du Grimsel et du village de Gletsch. À la confluence des glaciers d’Aletsch et du Rhône, à la verticale de Brigue, la surface du glacier atteignait encore 2 600 m d’altitude. Une partie des glaces s’épanchait alors par le col du Simplon (2 040 m) ainsi que par les cols de Nufnen et d’Albrun, vers les grands appareils glaciaires italiens.

 

 

La présence de trois dômes glaciaires au centre de la Suisse a pu être envisagée à la suite des travaux de Rudy Florineth, thésard du professeur Christian Schlüchter, de l’Université de Berne ; leurs altitudes avoisinaient 3 000 m. Le plus oriental recouvrait la Haute Engadine, aux sources du glacier de l’Inn ; les deux autres dômes rayonnaient respectivement sur les hautes vallées du Rhin (Surselva) et du Rhône (val de Conches).

 

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

 

Les traces de la dernière glaciation dans le massif du Mont-Blanc 

Les limites atteintes par les glaciers sur la bordure des Alpes ont été définies, les moraines frontales en témoignent. Mais comment reconstituer les épaisseurs de glace dans la partie centrale des Alpes ?

Les formes d’érosion, et tout particulièrement les trimlines, permettent de reconstituer l’aspect de hauts reliefs du Valais et du Mont-Blanc au dernire maximum glaciaire. En amont de Chamonix, sur le village du Tour, l’épaisseur de glace était suffisante pour ennoyer la montagne de Balme et celle des Posettes. Les glaciers du Tour et d’Argentière s’écoulaient (diffluence) par les Cols des Montets et des Posettes. Ces deux glaciers alimentaient donc le glacier du Rhône par les Vallées de l’Eau Noire et du Trient.

Les stries (conglomérats du Permien) du sommet des Posettes démontrent 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 2 080 m d’altitude.

 

Dans la périphérie du massif du Mont-Blanc, existaient quatre principales zones d’accumulation de glace : la haute vallée de l’Arve (altitude 2 600 m), le haut Val Montjoie, (altitude 2 400 m), le haut Val Ferret italien (altitude 2 800 m) et le haut Val Veni, (altitude 2 900 m). Dans le bassin de la Mer de Glace, l’épaisseur de glace était considérable : la surface du glacier atteignait  2 750 m d’altitude à la Tête du Couvercle,  2 700 m à la Tête de Trélaporte et 2 500 m aux Frêtes des Charmoz, au débouché du glacier dans la vallée de Chamonix. Le site de Chamonix était donc enseveli sous       1 500 m d’épaisseur de glace !

Toutes les  traces d’érosion visibles au débouché de la Mer de Glace dans la vallée suggèrent que la surface du glacier a atteint 2500 m d’altitude sur l’emplacement de la ville de Chamonix, soit 1500 m d’épaisseur de glace, épaisseur à laquelle on doit ajouter 200 à 300 m de remplissage post-glaciaire du fond de vallée par les alluvions de l’Arve (aucunes mesures disponibles aujourd’hui).

 

PDF Coutterand et Buoncristiani (2006)

 

 

 

 

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 sont bien 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 Pléistocène moyen (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.

 

 

Les Alpes au maximum de la glaciation du Würm

Cette carte du maximum d’extension glaciaire würmien des Alpes est une compilation de données publiées, issues des travaux scientifiques Autrichiens, Suisses et Français. Il faut garder à l’esprit que les extensions paroxysmales des différents appareils glaciaires (en particulier les lobes de piémont) n’ont pas été synchrones. Certains glaciers étaient en progression alors que d’autres étaient déjà en retrait. D’autre part, beaucoup de glaciers ont atteint leur maximum d’extension au MIS 4, d’autres au MIS 2.

 

Les glaciations de la Suisse

 

 

 

 

Le retrait des glaciers : « le stade des Lacs »

 

 

Après 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, voire 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 parallèlement au lac. On peut aussi attribuer à cette période la construction des moraines frontales de la Balme de Sillingy au nord-ouest d’Annecy : une puissante langue, constituée par les glaces de la Tarentaise, 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.

 

L’existence d’un stade du glacier du Rhône limité à la cuvette lémanique à la fin de la dernière glaciation n’est plus discutable. La langue glaciaire s’est avancée à l’emplacement de Genève, déposant la colline morainique de la vieille ville (moraine frontale), puis le glacier s’est retiré dans le Petit Lac, entre la rade de Genève et la région d’Yvoire. Lors de cette avancée glaciaire, le glacier de l’Arve ne confluait pas avec celui du Rhône ; la position de son front est matérialisée par un dispositif morainique visible entre la Roche-sur-Foron et Reignier, et par l’étonnante accumulation de blocs calcaires de la plaine des Rocailles.

L’âge de ce stade est bien documenté par de nombreuses datations issues notamment des travaux scientifiques d’Evian qui proposent des âges compris entre  – 26 000 et – 22 000 ans..