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Evolution des glaciers et du pergélisol depuis le dernier maximum glaciaire dans la région du mont Gelé-Mont Fort (Alpes Valaisannes, Suisse) : chronologie, modalités de la dernière déglaciation et datations des âges d’exposition à l’aide du marteau de Schmidt

Glaciers and permafrost evolution since the Last Glacial Maximum in the Mont Gelé-Mont Fort region (Valais Alps, Switzerland): Chronology, modalities of the last deglaciation, and Schmidt hammer exposure-age dating
Cristian Scapozza
p. 141-173

Résumés

Les connaissances sur l’évolution morphoclimatique des Alpes pendant le Tardiglaciaire et l’Holocène ont considérablement évolué dans le dernier siècle surtout dans la partie orientale des Alpes, même si peu d’études se sont concentrées sur la zone périglaciaire. Celle-ci se situant au-dessus de la limite supérieure de la forêt, il est très difficile de trouver des restes organiques permettant des calages chronologiques absolus. Au centre de nombreuses recherches pendant les années 1970 et 1980, les Alpes valaisannes ont perdu en intérêt dans les recherches sur la déglaciation, probablement à cause de la difficulté à définir des séquences de déglaciation complètes pour tout le Tardiglaciaire et du nombre limité de datations numériques disponibles. Dans un premier temps, l’évolution des glaciers et des glaciers rocheux à partir de la fin de la dernière glaciation dans cinq bassins glaciaires de la région du Mont Gelé-Mont Fort a été reconstituée sur la base d’une approche paléoenvironnementale. La reconstitution de la dépression de la ligne d’équilibre des glaciers et de la dépression du pergélisol a permis de déterminer 16 stades locaux, regroupés en cinq stades glaciaires régionaux et trois générations de glaciers rocheux. Le calcul des paléotempératures et des paléoprécipitations à la ligne d’équilibre des glaciers et à la limite inférieure du pergélisol a permis de composer une chronologie paléoclimatique sur laquelle l’histoire glaciaire et périglaciaire de la région a été calée. Par la suite, cette chronologie a été affinée sur la base des datations des âges d’exposition à l’aide du marteau de Schmidt. Douze glaciers rocheux, deux protalus rempart, trois éboulis, treize cordons morainiques et trois roches moutonnées ont ainsi été datés à l’aide de cette méthode. Les valeurs-R mesurées (adimensionnelles) sont comprises entre 43 sur un cordon morainique de la fin du Dryas ancien et 59 sur un cordon morainique de 1861 AD. Grâce aux datations relatives de formes glaciaires avec la méthode paléogéographique, il a été possible d’utiliser les valeurs-R mesurées sur des surfaces d’âge connu pour calibrer les âges d’exposition des formes étudiées. D’après les datations effectuées, il résulte que les glaciers rocheux fossiles les plus anciens se seraient développés dès la fin du Dryas ancien et inactivés pendant le Préboréal. La génération de glaciers rocheux fossiles suivante se serait développée dès le Dryas récent et inactivée au plus tard pendant l’Optimum Climatique Holocène. Les glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs auraient commencé à se développer juste avant ou pendant l’Optimum Climatique Holocène. Pour les éboulis étudiés, les âges minimaux obtenus indiquent que les taux d’éboulisation après la fin de l’Optimum Climatique Holocène ont été très faibles. Par conséquent, les taux d’éboulisation pendant leur période de formation ont dû être très importants.

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Texte intégral

Cette recherche est issue d’un travail de thèse de doctorat qui a été mené à l’Institut de géographie de l’Université de Lausanne. Un remerciement particulier au prof. Emmanuel Reynard, au Dr. Christophe Lambiel et au prof. Philippe Schoeneich pour les discussions sur la paléogéographie glaciaire et périglaciaire de la région du Mont Gelé-Mont Fort. Je tiens à remercier également le Dr. Gérard Nicoud et le Prof. Philippe Schoeneich, pour leur relecture avisée du double manuscrit qui a été réuni dans cette contribution, et la Dr. Nicole Limondin-Lozouet pour le support éditorial dans la finalisation de ce long article.

1 - Introduction

1.1 - Contexte de l’étude

1Depuis le travail pionnier mené par Penck et Brückner (1909), de nombreuses études se sont intéressées à l’extension des glaciers de piedmont et à l’histoire de la dernière déglaciation dans les Alpes pendant le Quaternaire. Les connaissances sur la morphostratigraphie de la déglaciation durant le dernier cycle glaciaire a considérablement évolué dans le dernier siècle. Le schéma développé par Penck et Brückner (1909) considérait seulement trois stades glaciaires majeurs (Bühl, Gschnitz et Daun). Après le début des années 1980 du XXe siècle, au moins six stades glaciaires majeurs ont été reconnus dans plusieurs régions des Alpes (Maisch, 1982 ; Müller et al., 1983 ; Schoeneich et al., 1997 ; Coutterand & Nicoud, 2005 ; Scapozza et al. 2014a). Grâce aux datations des âges d’exposition par le biais des isotopes cosmogéniques, la chronologie du dernier cycle glaciaire a été bien définie, en particulier dans les Alpes Orientales (par ex. : Ivy-Ochs et al., 2007, 2008 ; et références incluses).

2Dans ce contexte, le bassin du Rhône en amont du Léman a été le théâtre, à partir des années 1970, de nombreuses recherches sur les principales étapes de la déglaciation par des chercheurs de l’Université de Lausanne, qui se sont intéressés aux vallées en rive gauche du Rhône des Alpes valaisannes (Burri, 1974 ; Winistörfer, 1977 ; Monachon, 1978 ; Aubert, 1980), à certaines vallées en rive droite du Rhône, appartenant aux Alpes bernoises (Dorthe-Monachon, 1993), au Chablais et aux Préalpes vaudoises (Burri 1977, 1987 ; Schoeneich, 1998). Malgré ces travaux systématiques à l’échelle régionale et les travaux menés sur le Val de Nendaz par des chercheurs de l’aire germanophone au début des années 1980 (Müller et al., 1980, 1983 ; Müller, 1982, 1984), le Valais francophone a perdu en intérêt dans les recherches sur la déglaciation dans les décennies suivantes, probablement à cause de la difficulté à définir des séquences de déglaciation complètes pour tout le Tardiglaciaire et du nombre limité de datations numériques disponibles (Schoeneich et al., 1997). Parmi les travaux récents, nous pouvons signaler ceux de Coutterand et Reynard (2011) sur les stades tardiglaciaires du Val d’Hérens et de Scapozza (2013), en partie repris ici en ce qui concerne la région du Mont Gelé-Mont Fort, et qui s’est également intéressé à la partie supérieure du Val d’Arolla (Val d’Hérens).

3Concernant en particulier les recherches relatives à l’évolution morphoclimatique des Alpes pendant le Tardiglaciaire et l’Holocène (voir la synthèse de Heiri et al., 2014), peu d’études ont été menées sur la stratigraphie des formations sédimentaires meubles de la zone périglaciaire (éboulis, glaciers rocheux, moraines de poussée, etc.). Traditionnellement, les changements climatiques et environnementaux dans les Alpes pendant le Tardiglaciaire et l’Holocène ont été documentés sur la base de témoins botaniques ou zoologiques (Burga & Perret, 1998), des variations de longueur des glaciers (Jörin et al., 2006) et des changements de dynamique de lobes de solifluxion (Frenzel, 1993) ou de glissements de terrain (Dapples et al., 2003).

4La zone périglaciaire alpine se situant au-dessus de la limite supérieure de la forêt, il est très difficile de trouver des restes d’origine organique permettant des datations numériques afin d’effectuer des calages chronologiques absolus (Scapozza et al., 2010). De plus, les méthodes permettant de connaître l’âge d’exposition des roches sont relativement complexes et chères. Elles ne permettent donc qu’un nombre limité de datations (Ivy-Ochs & Kober, 2008). Pour pallier ce problème, on a souvent recours à des méthodes de datation relative permettant des corrélations avec une chronologie absolue, comme par exemple la lichenométrie, les « croûtes d’altération » (weathering rinds) et le marteau de Schmidt (Schmidt hammer) (Haeberli et al., 2003). Malgré cela, le manque de datations (de la surface) de glaciers rocheux, éboulis et autres formes périglaciaires alpines fait que les informations chronologiques sur ce type de formes sont relativement rares.

5Parmi les méthodes permettant la datation relative d’une surface rocheuse, le marteau de Schmidt a été passablement utilisé en géomorphologie à partir des années 1980 (Goudie, 2006), en particulier dans les études menées dans des environnements glaciaires et périglaciaires, essentiellement pour la datation relative de la surface de cordons morainiques (Evans et al., 1999 ; Winkler et al., 2003 ; Shakesby et al., 2006), de bourrelets de névé (Matthews et al., 2011) ou de glaciers rocheux (Frauenfelder et al., 2005 ; Kellerer-Pirklbauer et al., 2008 ; Scapozza et al., 2011, 2014b).

1.2 - Situation et objectifs

6Située à cheval entre le Val de Nendaz, la Vallée des Fares et le Val de Bagnes (fig. 1), la région qui se situe entre le Mont Gelé (3 022,8 m) et le Mont Fort (3 329 m) constitue un terrain privilégié pour la recherche scientifique sur la géomorphologie de montagne en raison de sa richesse en formes d’origine glaciaire et périglaciaire et de la stratification des connaissances sur la morphogenèse récente de la région (cf. chapitre 1.3). Actuellement, nous y trouvons encore trois glaciers (les glaciers de Tortin, des Yettes Condja et de la Chaux ; fig. 1), quelques névés permanents couverts et 38 glaciers rocheux, parmi lesquels 22 sont considérés comme actifs/inactifs et 16 comme fossiles (Lambiel, 1999). L’étude du retrait glaciaire à l’échelle de tout le massif entre le Mont Gelé et le Mont Fort permet d’avoir une approche régionale de la déglaciation, ce qui permet de présenter un comportement des glaciers pendant le Tardiglaciaire moins influencé lorsqu’on aborde cette problématique vallée par vallée.

7Du point de vue structural, la région est comprise dans la Nappe du Mont Fort, faisant partie du domaine Pennique moyen (Steck et al., 1999). La lithologie présente des gneiss chlorito-albitiques, des micaschistes, des prasinites et des métabasaltes dans le socle antépermien de la Formation du Métailler, et des métaconglomérats et des métarhyolithes dans la couverture permo-triasique de la Formation du Col de Chassoure (Sartori et al., 2006).

8Du point de vue climatique, cette région bénéficie d’un climat continental intra-alpin, caractérisé par un régime saisonnier des précipitations présentant une faible amplitude annuelle typique du Valais central (Baeriswyl & Rebetez, 1997). Les précipitations annuelles moyennes au-dessus de 2 000 m d’altitude sont globalement comprises entre 1 200 et 1 500 mm/an (Reynard, 2000). En ce qui concerne les températures de l’air, la moyenne annuelle à 2 500 m d’altitude est d’environ -1°C.

9L’objectif principal est de reconstituer l’évolution des glaciers, des glaciers rocheux (et donc de la répartition du pergélisol) et des principaux paramètres paléoclimatiques à partir de la fin de la dernière glaciation. L’approche paléoenvironnementale sera mise en avant, afin de déterminer quelle est l’origine et la signification paléoclimatique des formes étudiées, quel est le rôle joué par le retrait glaciaire et la dégradation du pergélisol dans l’évolution du relief de la région étudiée et quelle est la chronologie relative des formes étudiées. Afin d’atteindre ces objectifs, deux types d’approches chronologiques seront utilisés.

10Dans un premier temps, les résultats issus d’une analyse paléogéographique seront présentés. Celle-ci a permis la reconstitution de l’extension passée des glaciers et du pergélisol (et donc la datation relative et la morphostratigraphie de ces formes) et de calculer des paramètres paléoclimatiques. Dans un deuxième temps, la chronologie a été affinée à l’aide de la datation des ages d’exposition avec le marteau de Schmidt (Schmidt hammer exposure-age dating), permettant de déterminer l’âge relatif et calibré de la surface de glaciers rocheux, éboulis et moraines.

11L’objectif de cette contribution est donc double : d’une part, elle veut dater les phases de développement des glaciers rocheux et éboulis étudiés de manière à pouvoir étudier leur réponse morphosédimentaire face aux variations climatiques qui ont eu lieu entre la fin du Pléistocène et aujourd’hui ; d’autre part, l’utilisation du marteau de Schmidt comme méthode de datation étant relativement nouvelle, elle veut contribuer au développement de cette méthode de datation, domaine de recherche qui est actuellement en plein essor.

Fig. 1 : Formes glaciaires et périglaciaires dans la région du Mont Gelé-Mont Fort.

Fig. 1 : Formes glaciaires et périglaciaires dans la région du Mont Gelé-Mont Fort.

Compilation à partir de Lambiel (1999), Lambiel & Reynard (2003a,b) et d’observations personnelles. Les chiffres indiquent les glaciers rocheux selon l’inventaire de Lambiel (1999). Les codes alphanumériques marquent les cordons morainiques utilisés pour reconstituer les positions glaciaires de référence (voir aussi le tableau 4). LA : Lapires, LC : La Chaux, LR : Lués Rares, LT : La Tsa,TO: Tortin, YC : Yettes Condja.

1.3 - Historique des recherches

12Les premières descriptions des dépôts morainiques de la région du Mont Gelé-Mont Fort, en particulier des spectaculaires moraines de Tortin, ont été faites dans la deuxième moitié du XIXe siècle par Heinrich Gerlach dans son œuvre monumentale sur les Alpes Penniques (Gerlach, 1869, 1883). Les moraines du Val de Bagnes et de la partie supérieure du Val de Nendaz ont été décrites également par Penck et Bruckner (1909, vol. 2, 624-628). L’attribution des moraines de Tortin au stade du Daun, sensu Penck et Bruckner (1909), sera reprise jusqu’au début des années 1960 (Eggers, 1961 ; Salathé, 1961). Dans la première partie du XXe siècle, Steiner (1930), en étudiant les banquettes glaciaires du Val de Bagnes, a montré que les chronologies classiques établies sur ces formes d’érosion glaciaire, interprétées comme étant le résultat d’un approfondissement progressif du fond des vallées alpines au cours des glaciations, étaient peu fiables, tandis que Kinzl (1932) a donné de remarquables descriptions des moraines historiques et récentes des glaciers locaux dans la partie haute des vallées des Alpes Occidentales.

13L’éloignement du modèle conceptuel des stades tardiglaciaires de Penck et Bruckner (1909) a été formalisé au cours des années 1970 par des chercheurs de l’Université de Lausanne, qui ont essayé de développer une morphostratigraphie propre aux Alpes Valaisannes sur la base de l’étude du retrait glaciaire dans la Vallée de Conches et dans toutes les vallées en rive gauche du Rhône entre la Vallée de Saas et le Val Ferret (Burri, 1974 ; Winistörfer, 1977 ; Monachon, 1978 ; Aubert, 1980 ; Winistörfer, 1980).

14La stratigraphie « lausannoise » regroupait les moraines en stades glaciaires (appelées « périodes ») sur la base de leur position à l’intérieur des vallées. Ainsi, la « période des moraines élevées » (Burri, 1974), appelée également « période des moraines récentes » (Winistörfer, 1977), correspondait à l’époque historique (XVIIe-XIXe siècle), avec une dépression de la ligne d’équilibre des glaciers (DLEG) par rapport à l’actuel (les années 1970) de 100-200 m. La « période des moraines intermédiaires » correspondait à la fin du Tardiglaciaire. La DLEG estimée pour cette période était d’environ 500 m. Les moraines de la première moitié du Tardiglaciaire sont rattachées à la « période des moraines basses » (Burri, 1974), appelée également « période des moraines basses dans les vallées » (Winistörfer, 1977) pour les plus récentes, et à la « période des moraines anciennes » (Burri, 1974), nommée également « période des moraines basses à l’extérieur des vallées » (Winistörfer, 1977) pour les plus anciennes, et la DLEG est estimée à environ 750-1 000 m. En ce qui concerne les glaciers rocheux, ils sont différenciés en formes « actuelles » et formes « anciennes », les premières étant attribuées à la période historique et les dernières à l’un ou l’autre des stades plus anciens. La stratigraphie « lausannoise » sera partiellement révisée au début des années 1980 (Winistörfer, 1980 ; Monjuvent & Winistörfer, 1980) : la « période des moraines intermédiaires » et la « période des moraines basses (dans les vallées) » seront corrélées, respectivement, avec le stade de l’Egesen et les stades de Gschnitz ou du Daun (selon les cas) des Alpes Orientales.

15Plus ou moins à la même époque, le Val de Nendaz en particulier devient le terrain privilégié des études sur la paléogéographie glaciaire menées par des chercheurs de l’aire germanophone. Le site devient d’intérêt particulier parce que, sur la base de l’analyse pollinique de plusieurs sondages effectués dans la plaine de Tortin à 2 040 m entre 1974 et 1975 (fig. 1), Meinrad Küttel propose le Dryas récent comme âge minimal des moraines de Tortin (Küttel, 1976). L’analyse pollinique effectuée (Küttel, 1976 ; Biéler, 1978) montre, à la base de la séquence constituée de glaise blanche attribuée à de la moraine de fond superposée à des galets et graviers attribués à la moraine latérale, une végétation herbacée sans arbres dominée par Artemisia, typique de la fin d’une période froide et attribuée à la fin du Dryas récent. Au-dessus, Artemisia diminue fortement pour n’atteindre que 2 à 3 %, et elle est remplacée de manière graduelle par Ulmus, Corylus et Larix, indiquant un réchauffement important avec installation de la forêt vers la fin du Préboréal. Sur la base de ces arguments polliniques, on essaie d’attribuer les moraines de Tortin à l’un ou à l’autre des stades du Tardiglaciaire. En l’absence de pollens datant de l’Allerød, les moraines sont attribuées de manière univoque à la récurrence froide du Dryas récent. Néanmoins, des problèmes de définition de la géométrie du paléoglacier sont toujours présents (par ex. : Biéler, 1978). Une corrélation définitive avec les stades glaciaires des Alpes orientales sera présentée par Küttel (1979a,b). La situation des corrélations des stades glaciaires à la fin des années 1970 est présentée dans le tableau 1.

16Au début des années 1980, tous les délaissés glaciaires et les glaciers rocheux du Val de Nendaz sont décrits et cartographiés de manière détaillée par Hans-Niklaus Müller et par Hanns Kerschner, qui s’appuient sur les travaux de Meinrad Küttel (Müller et al., 1980, 1983 ; Müller, 1982, 1984). Ces auteurs proposent une stratigraphie des stades glaciaires basée sur des reconstitutions de l’altitude de la ligne d’équilibre des glaciers (LEG) à l’aide de la méthode de partage des surfaces avec un rapport entre la surface d’accumulation et la surface totale du glacier, ou Accumulation Area Ratio (AAR), de 0,67 et à l’aide de la demi-différence d’altitude des fronts glaciaires. Sur la base d’une dépression du pergélisol (DP) de 400-600 m, les glaciers rocheux fossiles sont attribués au Dryas récent. La valeur de la DP correspond assez bien à la valeur de la dépression de la limite supérieure de la forêt, qui est estimée à 400-500 m pour le Dryas récent sur la base d’arguments polliniques (Müller et al., 1983). Le cadre chronostratigraphique final proposé par ces chercheurs germanophones, utilisé jusqu’à aujourd’hui, est synthétisé dans le tableau 2.

17A la fin des années 1980, les calculs de la DLEG pour le glacier de Tortin pour les stades de 1861 AD et pour la fin du Tardiglaciaire seront refaits sur la base de la méthode du gradient du bilan de masse (Bader, 1990), permettant également d’estimer la moyenne annuelle des températures de l’air (MAAT) et des précipitations (MAP) à la LEG (tab. 3).

18A partir de la cartographie géomorphologique de détail, de nombreuses reconstitutions paléogéographiques et paléoclimatiques à l’échelle locale, basées sur les glaciers et les glaciers rocheux, sont proposées par des chercheurs de l’Université de Lausanne à partir de la moitié des années 1990. Reynard (1997) propose ainsi une diminution de MAP pour le Dryas récent de 7 à 15 % dans le Vallon de Tortin, tandis que Lambiel et Stadelmann (1998) proposent des valeurs similaires pour le Vallon de Louvie, situé au sud du Mont Fort (baisse de MAAT de 3,0-3,4°C et diminution de MAP de 20-40 % pour le Dryas récent).

19Au niveau régional, une datation relative des glaciers rocheux du massif et une modélisation empirique de la répartition du pergélisol discontinu est proposée par Lambiel et Reynard (2001, 2003a). Ils concluent que 40 % des glaciers rocheux fossiles étudiés se situent dans des régions qui étaient englacées à la fin du Dryas ancien et se seraient donc développés au Dryas récent. La DP pour ces glaciers rocheux de la fin du Tardiglaciaire est de 80 à 280 m selon l’orientation. Les autres glaciers rocheux fossiles se situent au contraire de 100 à 500 m plus bas que la limite inférieure maximale du pergélisol discontinu au Dryas récent ; ces formes dateraient donc du Dryas ancien. Finalement, tous les glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs se trouveraient dans des zones qui étaient englacées au Dryas récent, ce qui indique qu’ils sont holocènes.

Tab. 1 : Chronologie du retrait glaciaire dans le val de Nendaz à la fin des années 1970.

Tab. 1 : Chronologie du retrait glaciaire dans le val de Nendaz à la fin des années 1970.

A noter que la chronostratigraphie du modèle des Alpes orientales (Gross et al., 1976) ne correspond pas à celle utilisée dans notre étude : le stade de Clavadel/Senders est absent et le stade du Daun est placé dans le Dryas ancien supérieur.

Tab. 2 : Corrélation du retrait glaciaire dans le val de Nendaz avec le modèle des Alpes orientales (Maisch, 1982) d'après Müller et al. (1983) et Müller (1984).

Tab. 2 : Corrélation du retrait glaciaire dans le val de Nendaz avec le modèle des Alpes orientales (Maisch, 1982) d'après Müller et al. (1983) et Müller (1984).

*LEG de référence pour le stade de 1861 AD calculée sur la base de la LEG pour les glaciers de Tortin (2810 m ; facteur de pondération de 2) et des Yettes Condja (2750 m ; facteur de pondération de 1). **Même valeur pour la DLEG du glacier de Cleuson au stade de Crouye Sina. 2:1 : DLEG calculée avec la méthode de partage des surfaces avec un AAR de 0,67. d/2 : DLEG calculée avec méthode de la demi-différence d’altitude des fronts glaciaires, selon laquelle la différence d’altitude de la LEG entre deux stades glaciaires est égale à la moitié de la différence d’altitude au front (Zienert, 1965).

Tab. 3 : Caractéristiques glaciologiques et climatiques des stades glaciaires de 1861 AD et de Crouye Sina d’après Bader (1990).

Tab. 3 : Caractéristiques glaciologiques et climatiques des stades glaciaires de 1861 AD et de Crouye Sina d’après Bader (1990).

MAAT en °C et MAP en mm/an. MAATLEG a été normalisée à 2 000 m d’altitude (MAAT2000) avec un gradient vertical de température de 0,65°C/100 m

Bader, 1990

2 - Méthodes d’études

2.1 - La méthode paléogéographique

20La méthode paléogéographique intègre la morphostratigraphie, qui permet de construire des chronologies relatives sur la base des relations géométriques (succession spatiale, continuité, superposition, recoupement) entre formes géomorphologiques, et le calcul de paramètres paléoclimatiques, permettant la reconstitution de paléotempératures et de paléoprécipitations. Dans les régions de haute montagne, cette méthode est basée sur la morphostratigraphie des stades glaciaires et des glaciers rocheux. Cette approche permet de calculer la dépression de la ligne d’équilibre des glaciers (DLEG) et la dépression du pergélisol (DP). Ces deux variables sont très importantes dans l’étude stratigraphique de l’évolution climatique des régions de haute montagne (Haeberli, 1983 ; Kerschner, 1985 ; Schoeneich, 1998 ; Scapozza & Fontana, 2009), car elles varient en fonction des fluctuations de température et de précipitation à la ligne d’équilibre des glaciers (pour la DLEG) et à la limite inférieure du pergélisol (LIP) (pour la DP).

21Pour la définition des stades glaciaires, une démarche combinant la méthode des stades classique (Gross et al., 1976 ; Maisch, 1981) et la méthode holocène (Schneebeli & Röthlisberger, 1976), a été utilisée (cf. Schoeneich, 1998 ; Scapozza & Fontana, 2009). Les quatre étapes principales de cette démarche sont (fig. 2) :

22- la cartographie géomorphologique : les cordons morainiques, les glaciers rocheux et les autres formes d’accumulation d’origine glaciaire et périglaciaire ont été cartographiés dans le détail. Cette phase de cartographie est très importante car les corrélations des stades glaciaires dépendent également du nombre de cordons morainiques qui se sont formés pendant le même stade. Il est donc très important de cartographier chaque cordon morainique séparément, quelle que soit sa taille ;

23- la numérotation des positions des fronts glaciaires : tous les cordons morainiques permettant de reconstituer une position du front glaciaire ont été numérotés de l’amont vers l’aval sur la base de noms locaux. Les cordons morainiques sont ensuite combinés pour définir des positions de référence du paléoglacier ;

24- la reconstitution des positions sélectionnées : pour chaque groupe de positions reliées par des cordons morainiques latéraux communs, la position la mieux marquée et qui se prête à une reconstitution de la surface glaciaire la plus cohérente possible a été choisie (C1). Pour chaque position retenue, l’altitude de la ligne d’équilibre glaciaire théorique (LEG) a été calculée selon la méthode de partage des surfaces (C2), avec un AAR de 0,67 (cf. Gross et al., 1976 ; Schoeneich, 1998 ; Scapozza & Fontana, 2009) ;

25- l’établissement de séquences morphostratigraphiques : tous les cordons morainiques et tous les glaciers rocheux du même cirque glaciaire ou d’une même vallée ont été regroupés dans une seule séquence morphostratigraphique locale. Les séquences locales ont été par la suite corrélées entre elles sur la base des valeurs de la DLEG et de la DP, de la morphologie des cordons morainiques et des glaciers rocheux et de la similitude d’évolution des glaciers (situations de confluence), afin de définir une séquence composite régionale. Une corrélation de la séquence régionale a finalement été tentée avec des modèles de référence (en partie datés de manière numérique) de déglaciation développés dans d’autres régions des Alpes, en tenant compte des éventuelles différences morphoclimatiques interrégionales lorsque la séquence de comparaison a été établie dans des régions assez éloignées et soumises à des conditions climatiques différentes.

26La DLEG a toujours été calculée par rapport au stade de 1850/1860 AD (avancée finale du Petit Age Glaciaire), dernier stade important où les glaciers peuvent être considérés comme ayant été en équilibre climatique (Dorthe-Monachon & Schoeneich, 1993). Lorsque le paléoglacier résultait de la confluence de plusieurs glaciers, avec des zones d’accumulation d’orientation différentes, un niveau de référence « moyen » de la LEG pour le stade 1850 AD a été calculé sur la base d’une moyenne pondérée basée sur la contribution de chaque zone d’accumulation à la surface glaciaire totale.

27Les reconstitutions des stades glaciaires présentées dans cet article sont basées sur un niveau de référence pour la fin du Petit Age Glaciaire défini par Scapozza (2013) sur la base de l’extension glaciaire pendant la période 1850-1860 AD, déterminée sur la base de la comparaison de la position des cordons morainiques historiques avec les surfaces englacées sur la Carte Dufour de 1861 (d’où la dénomination de stade 1861 AD). Les calculs relatifs à toutes les positions de référence (y comprises les séquences morphostratigraphiques locales) pour chaque secteur étudié, qui seront synthétisés ici, sont présentés dans les détails par Scapozza (2013).

Fig. 2 : Méthodologie de nomenclature et de reconstitution des stades glaciaires adoptée dans cette étude et modifié d’après Scapozza et Fontana (2009).

Fig. 2 : Méthodologie de nomenclature et de reconstitution des stades glaciaires adoptée dans cette étude et modifié d’après Scapozza et Fontana (2009).

LEG : ligne d’équilibre glaciaire, LIP : limite inférieure du pergélisol discontinu, GR : génération de glaciers rocheux.

2.2 - Datation relative des glaciers rocheux (et éboulis)

28Comme la position des glaciers rocheux, et donc la DP, est partie intégrante des séquences morphostratigraphiques locales et régionales, il est donc possible de calculer leur âge maximal en fonction de leur position par rapport à celle des paléoglaciers (Lambiel & Reynard, 2003a ; Scapozza et al., 2008). L’interprétation des âges maximaux est très simple : les glaciers rocheux et éboulis situés dans une zone englacée à un certain stade du Tardiglaciaire n’ont pu se former qu’après le stade concerné.

29Afin d’interpréter correctement les âges maximaux déterminés avec cette méthode, il est nécessaire de tenir compte des relations morphostratigraphiques entre les dépôts morainiques et les glaciers rocheux. Des glaciers rocheux de débris morainiques s’étant développés sur le front externe de cordons morainiques peuvent être contemporains du stade glaciaire, tandis que des glaciers rocheux de versant situés à l’intérieur des cordons morainiques en sont postérieurs. Pour des formes périglaciaires issues d’un remaniement glaciaire, comme les moraines de poussée ou les glaciers rocheux déformés glaci-tectoniquement, l’interprétation de leur âge maximal est beaucoup plus complexe.

30Une sous-analyse conjointe des glaciers et des glaciers rocheux a permis également de calculer les paléotempératures pendant le stade glaciaire retenu. La différence de température (ΔT) calculée en fonction de la dépression du pergélisol (DP) entre deux générations de glaciers rocheux a permis en effet de calculer la moyenne annuelle des températures de l’air (MAAT = Mean Annual Air Temperature) à l’altitude de la ligne d’équilibre glaciaire (TLEGf) pour le stade glaciaire considéré comme contemporain de la génération de glaciers rocheux retenue d’après l’équation suivante (Kerschner, 1985) :

31avec TLEGf la MAAT à la LEG dans le passé [°C], TLEGa la MAAT à la LEG actuelle [°C], ΔT la différence de MAAT entre les deux stades considérés [°C], et déterminée sur la base de la DP, DLEG la dépression de la LEG entre le passé et l’actuel [m] et T/z le gradient vertical de température [°C/m].

32Sur la base de MAAT à l’altitude de la ligne d’équilibre des glaciers, il a été possible d’estimer les précipitations en fonction d’un modèle de la cryosphère basé sur le présupposé que, à parité de température, plus l’altitude de la LEG est élevée et plus le climat est de type continental (et donc plus sec) (Haeberli, 1982, 1983). Un modèle de la cryosphère empirique a été calculé sur la base de données actuelles (pour les détails, voir Scapozza, 2013). L’équation de régression entre MAAT(LEG) [°C] et les précipitations annuelles moyennes (MAP = Mean Annual Precipitations) [mm/an] à l’altitude de la LEG qui résulte de ce modèle est donc (Scapozza, 2013) :

33Dans cette équation, le remplacement de la MAAT(LEG) par la TLEGf calculée à l’aide de l’équation 1 permet alors de calculer la MAP(LEG) à l’altitude de la LEG passée.

Fig. 3 : Principes de fonctionnement du marteau de Schmidt.

Fig. 3 : Principes de fonctionnement du marteau de Schmidt.

A/ Marteau de Schmidt du type Digi-Schmidt 2000, modèle LD avec, sur la gauche, la tige de percussion du scléromètre permettant d’effectuer les mesures et, sur la droite, le module digital d’affichage, de calibration et de stockage des données mesurées. B/ Facteurs qui peuvent influencer la valeur-R et donc l’âge d’exposition de la surface d’un échantillon et leurs interrelations. Modifié d’après McCarroll (1989).

2.3 - Détermination des âges d’exposition au marteau de Schmidt

34Le marteau de Schmidt (Schmidt hammer), appelé également scléromètre à béton, est un appareil mécanique portable permettant le contrôle rapide et non destructif de la qualité d’un matériau sur la base de la mesure d’une valeur de rebondissement (Schmidt, 1950) (fig. 3A). La valeur de rebondissement (valeur-R, qui est adimensionnelle) est proportionnelle à la résistance à la compression de la surface de la roche qui, pour une pétrographie donnée soumise à des conditions climatiques similaires, est proportionnelle au degré d’altération de la roche (McCarroll, 1989). En tenant compte de l’histoire du transport de la roche, qui peut influencer la rugosité de surface de l’échantillon à mesurer (fig. 3B), il est possible de faire des datations relatives de l’âge d’exposition de la roche aux agents atmosphériques sur la base des valeurs-R mesurées. Des valeurs élevées indiquent des âges jeunes, et vice-versa. L’interprétation des valeurs-R mesurées en termes de datation relative est donc très simple : une surface rocheuse avec une valeur-R plus basse qu’une autre est exposée à l’altération depuis plus de temps. Pour une lithologie identique, la rugosité de surface d’un bloc peut influencer de manière importante les valeurs-R mesurées. Cela est notamment le cas dans les environnements glaciaires, fluvio-glaciaires et fluviaux, où les blocs peuvent être plus ou moins polis et arrondis en fonction de leur transport sur, sous ou à l’intérieur du glacier ou en fonction de la distance de transport (McCarroll, 1989 ; Shakesby et al., 2006).

35Dans cette étude, les mesures ont été effectuées en choisissant la plus grande variété de stations de mesure par site (Scapozza et al., 2011). Sur les éboulis et les glaciers rocheux, au moins trois stations de mesure par site, alignées au centre de la formation et couvrant la forme de sa partie distale à ses racines, ont été choisies. Lorsque les conditions de sécurité le permettaient, des mesures ont été effectuées également sur la paroi rocheuse surplombant les glaciers rocheux ou les éboulis étudiés. Sur les cordons morainiques, les mesures ont été effectuées le plus proche possible de la crête, afin de minimiser l’effet d’un possible remaniement des blocs par des processus gravitaires ou torrentiels et afin de dater la couche superficielle du dépôt. Pour chaque station de mesure, au moins cinq blocs ont été mesurés, tandis que pour chaque bloc, la valeur-R a été mesurée au même emplacement quatre fois (quatre impacts consécutifs), ceci pour au moins dix points de mesure. La valeur-R moyenne pour chaque station de mesure a été calculée à l’aide de la moyenne arithmétique des cinquante séries de mesures effectuées, tenant compte seulement des deux valeurs médianes (impacts 2 et 3) pour chaque groupe de quatre impacts, avec un intervalle de confiance de 95 %. Le premier impact n’a jamais été utilisé car il donnait systématiquement une valeur-R plus faible que les impacts 2, 3 et 4, probablement en raison de la poussière, des micro-lichens et d’autres impuretés qui recouvraient la surface de la roche et qui perturbaient la mesure du premier impact (Scapozza, 2013). Le quatrième impact servait de valeur de contrôle des impacts 2 et 3 ; généralement, il présentait la valeur-R la plus élevée de toute la série de mesures à cause de l’amincissement de la couche superficielle d’altération suite aux impacts 1 à 3. La valeur de rebondissement pour chaque station de mesure a donc été caractérisée par sa valeur moyenne, représentant la résistance effective de la surface analysée, et par l’intervalle de confiance à 95 %, représentant l’erreur de mesure standard (Kellerer-Pirklbauer, 2008).

36L’intervalle de confiance à 95 % est un paramètre fondamental dans la comparaison des âges relatifs déterminés : en effet, on considère que la différence d’âge entre deux stations de mesure est significative seulement si leurs intervalles de confiance à 95 % ne se superposent pas (Winkler, 2000). Si des valeurs-R mesurées sur deux ou plusieurs surfaces d’âge connu sont disponibles, il est alors possible de calibrer les âges par régression linéaire comme proposé par Shakesby et al. (2006), Kellerer-Pirklbauer (2008), Matthews & Owen (2010) et Scapozza et al. (2014b). L’intervalle de confiance à 95 % est utilisé pour calculer la marge d’erreur de l’âge calibré. D’une part, il a été choisi de recourir à une régression de type linéaire car il est difficile d’estimer les variations du taux d’altération de la surface de la roche en fonction du temps. D’autre part, Scapozza & Ramelli (2011) ont retrouvé à deux reprises une relation linéaire entre trois surfaces d’âge connu dans le Massif de la Cima di Gana Bianca (sud des Alpes suisses). Dans une étude récente, Shakesby et al. (2011) ont d’ailleurs montré qu’une régression de type linéaire était celle qui pouvait modéliser au mieux les 9900 mesures de la valeur-R effectuées sur une séquence datée de côtes fossilisées par réajustement isostatique dans le nord de la Suède comprenant les 10,5 derniers millénaires.

37Dans cette étude, un marteau de Schmidt digital (Digi-Schmidt 2000) modèle LD, de la firme suisse Proceq, a été utilisé (fig. 3A). L’utilisation de cet appareil est très simple. En poussant avec les mains la tige de percussion, le scléromètre frappe avec une énergie de 0,735 N*m sur la surface à échantillonner (Proceq, 2004). Une fois le coup donné, un petit marteau en acier rebondit sur une certaine distance, qui est mesurée par un capteur à l’aide d’un ressort et qui est par la suite transmise au module d’affichage sous forme de signal électrique. Ce signal est affiché sur l’écran de l’instrument sous forme de valeur de rebondissement, qu’il est possible d’enregistrer directement dans l’appareil.

3 - Chronologie du retrait glaciaire

3.1 - Le Val de Nendaz : référence pour la définition des stades glaciaires

38Tous les cordons morainiques et les glaciers rocheux de la région ont été cartographiés et numérotés (fig. 1). Les stades glaciaires et les générations de glaciers rocheux qui ont été reconnus dans la région du Mont Gelé-Mont Fort ont été calés sur une séquence de référence définie sur la base du retrait glaciaire dans le Val de Nendaz (tab. 4).

39Pour le glacier de Tortin, deux positions du front glaciaire à l’alpage de Tortin et au Véla ont été rajoutées entre la limite maximale du Petit Age Glaciaire (1861 AD) et le stade de Crouye Sina. La position suivante correspond au stade de Dena Vio (Müller et al., 1983 ; Müller, 1984). Pour les positions des fronts glaciaires en aval de Crouye Sina, les limites des paléoglaciers ont été reprises des travaux de Müller et al. (1980, 1983). La séquence régionale de retrait glaciaire a été complétée en y intégrant également les paléoglaciers des Lapires et de La Tsa et la position des glaciers rocheux. Au final, une seule séquence pour tout le Vallon de Tortin, élargie à tout le Val de Nendaz (glacier de la Printse) sur la base des calculs de la DLEG effectués sur les surfaces glaciaires proposées par Müller et al. (1980, 1983) et comprenant sept stades glaciaires majeurs, est proposée (fig. 4). Pour le stade de Crouye Sina, une valeur de référence de la DLEG de 310 ± 20 m (stades de Crouye Sina A et B des glaciers de Tortin et de Cleuson et stade des Lapires du paléoglacier des Lapires) a été obtenue. Pour le stade de Dena Vio, la valeur de référence pour la DLEG est de 383 ± 15 m (stade de Dena Vio du glacier de la Printse et stade du Plan des Ouchelets du paléoglacier des Lapires). Pour les glaciers rocheux fossiles, on est en présence d’au moins deux générations de formes : GR II, avec une DP moyenne de 260 ± 30 m, et GR III, avec une DP de 370 m.

Tab. 4 : Stades glaciaires locaux de la région du Mont Gelé-Mont Fort.

Tab. 4 : Stades glaciaires locaux de la région du Mont Gelé-Mont Fort.

Définition des stades locaux sur la base des positions de référence (pour la numérotation des moraines, voir la figure 1). Calcul de la DLEG avec la méthode de partage des surfaces avec un AAR de 0,67 (DLEG 2:1) et avec la méthode de la demi-différence d’altitude des fronts glaciaires (DLEG d/2) pour les paléoglaciers du val de Nendaz.

Fig. 4 : Principales étapes du retrait du glacier de la Printse (val de Nendaz) pendant le Tardiglaciaire.

Fig. 4 : Principales étapes du retrait du glacier de la Printse (val de Nendaz) pendant le Tardiglaciaire.

La topographie est celle du fond de la vallée actuelle. Les surfaces des paléoglaciers sont représentées sans leur topographie.

3.2 - Le retrait glaciaire dans le secteur les Attelas-combe de Médran

40Dans le secteur situé en amont de Verbier, comprenant tout le versant ouest du Mont Rogneux (2 694 m), portant le lieu-dit « Les Attelas », et le Vallon du Vacheret et de la Combe de Médran (fig. 1), seules deux positions glaciaires bien définies ont pu être identifiées sur la base des descriptions fournies par Burri (1974). Les deux stades locaux définis sont probablement contemporains et, malgré une DLEG de 130 m plus basse, correspondent vraisemblablement au stade de Gotetta du glacier de la Printse. On peut en effet imaginer qu’à un stade plus ancien de celui de Gotetta, les paléoglaciers des Attelas et de la Combe de Médran étaient coalescents avec le glacier de la Dranse de Bagnes. A ce moment là (stade de Saclentse de Müller et al., 1980, 1983), le glacier de la Printse était probablement encore tributaire du glacier du Rhône.

3.3 - Le retrait glaciaire dans la combe de la chaux

41Le dernier secteur étudié dans la région du Mont Gelé-Mont Fort est la Combe de la Chaux, appartenant hydrographiquement au Val de Bagnes. Une séquence locale comprenant neuf positions glaciaires pouvant être regroupées en quatre stades a été définie sur la base des cordons morainiques situés entre la limite atteinte par le glacier à la fin du Petit Age Glaciaire et le lieu-dit Les Clérondes.

42Un premier stade majeur correspond aux moraines de Patiéfray (fig. 1), permettant d’identifier au moins quatre positions du glacier de la Chaux. La valeur de la DLEG correspondante au cordon morainique le plus externe (LC-13), permettant de définir l’avancée maximale du stade de Patiéfray, est de 295 m, ce qui permet de corréler ce stade à celui de Crouye Sina du glacier de la Printse. Les positions situées à l’intérieur de l’avancée maximale pourraient correspondre à des phases de retrait postérieures au stade de Crouye Sina (stades du Véla et de Tortin ?).

43Les moraines que l’on trouve entre le Grenier de la Chaux et Les Clérondes permettent de définir au moins quatre positions glaciaires. Celles-ci ont été divisées en deux stades locaux, avec une valeur de la DLEG de 380 et 410 m, respectivement. Tenant compte de la faible différence dans les valeurs de la DLEG et du fait que la moraine latérale droite la plus externe (LC-22), permettant de définir le stade des Clérondes, est pratiquement juxtaposée aux cordons morainiques LC-20/23 définissant le stade du Grenier de la Chaux, il est difficile de décider si ceux-ci peuvent être corrélés à deux stades différents du glacier de la Printse (Grenier de la Chaux = Dena Vio ; Les Clérondes = L’Antié) ou s’ils marquent simplement deux phases distinctes du stade de Dena Vio.

44Le seul glacier rocheux actif/inactif présent dans le secteur est celui du Col des Gentianes (n°30), dont seule la partie frontale est visible aujourd’hui en raison du remaniement partiel de son corps par les avancées glaciaires historiques (Reynard et al., 2003). Un glacier rocheux fossile s’est développé à partir des dépôts morainiques de Patiéfray (glacier rocheux des Naires, n°29). Son âge maximal est donc contemporain du stade de Crouye Sina. Le grand glacier rocheux fossile de la Chaux (n°28), qui est le plus long de toute la région Bagnes-Hérémence (Lambiel, 1999), est probablement contemporain du glacier rocheux des Naires ; il a la même orientation et son front se situe seulement 40 m plus en amont. La DP moyenne pour ces deux glaciers rocheux par rapport à celui du Col des Gentianes est de 250 ± 20 m.

3.4 - Synthèse sur le retrait glaciaire dans la région du mont Gelé-Mont Fort

45Les 16 positions de référence (stades locaux) définies dans les cinq bassins glaciaires considérés ont été regroupées en sept stades glaciaires régionaux (fig. 5) sur la base des valeurs de la DLEG, de la morphologie des moraines et de la similitude d’évolution des paléoglaciers (forme générale, rapports de confluence). Les corrélations entre les différentes séquences locales ont été effectuées en utilisant comme séquence de référence celle du glacier de la Printse. Entre les stades glaciaires, il a été possible d’insérer deux générations de glaciers rocheux fossiles.

46Une tentative de corrélation de la séquence régionale composite obtenue avec le modèle des Alpes Orientales (Maisch, 1982 ; Ivy-Ochs et al., 2006) et avec la séquence de déglaciation de la Vallée de l’Arve (Dorthe-Monachon, 1988 ; Coutterand & Nicoud, 2005) est présentée dans le tableau 5. En tenant compte des corrélations suivantes, plus ou moins assurées :

47- Crouye Sina = Egesen I = Chamonix ;

48- Dena Vio = Daun = Les Houches.

49Il est possible de caler stratigraphiquement les autres stades individualisés et d’obtenir une image du retrait glaciaire dans la région du Mont Gelé-Mont Fort depuis le milieu du Dryas ancien, caractérisé par trois importants groupes de stades glaciaires (Gotetta ; L’Antié-Dena Vio ; Crouye Sina-Le Véla-Tortin) séparés par des phases de retrait glaciaire importantes, comme en témoigne l’élévation significative de la LEG.

50Grâce à la séquence composite régionale, il a également été possible de déterminer les surfaces glaciaires hypothétiques sur la base de la DLEG régionale et de la topographie du versant pour chaque stade glaciaire pouvant être potentiellement présent (fig. 6) dans les secteurs où des dépôts glaciaires étaient presque absents (par exemple, dans le secteur de Chassoure-Lac des Vaux) ou complètement remaniés par le fluage périglaciaire et/ou par des travaux de terrassement des pistes de ski (par exemple, dans la Combe de Médran ; voir à ce propos Lambiel & Reynard, 2003b).

Fig. 5 : Séquence composite régionale de déglaciation de la région du Mont Gelé-Mont Fort regroupant les positions glaciaires corrélables entre elles et avec les mêmes stades et générations de glaciers rocheux (GR).

Fig. 5 : Séquence composite régionale de déglaciation de la région du Mont Gelé-Mont Fort regroupant les positions glaciaires corrélables entre elles et avec les mêmes stades et générations de glaciers rocheux (GR).

La corrélation des stades est basée sur la séquence de référence du glacier de la Printse. Les principales phases de retrait glaciaire sont représentées en traits pointillés.

Tab. 5 : Corrélation des stades glaciaires régionaux

Tab. 5 : Corrélation des stades glaciaires régionaux

Tentative de corrélation des stades glaciaires de la région du Mont Gelé-Mont Fort avec le modèle des Alpes orientales d’après (*) Maisch (1982) et (**) Ivy-Ochs et al. (2006), et avec la vallée de l’Arve d’après (***) Coutterand et Nicoud (2005). Valeurs en italique pour les stades des Frasserands, de Tré-le-Champ et de Chamonix (Dorthe-Monachon, 1988).

Fig. 6 : Les paléoglaciers de la région du Mont Gelé-Mont Fort depuis le milieu du Tardiglaciaire.

Fig. 6 : Les paléoglaciers de la région du Mont Gelé-Mont Fort depuis le milieu du Tardiglaciaire.

Dans les secteurs où il n’a pas été possible de reconstituer une surface glaciaire « réelle » sur la base des dépôts morainiques, une surface glaciaire « hypothétique » marquée par « ? » a été dessinée sur la base de la DLEG régionale (fig. 5) et de la topographie du versant pour chaque stade potentiellement présent.

4 - Datations des âges d’exposition

4.1 - considérations générales

51Dans la région du Mont Gelé-Mont Fort, le marteau de Schmidt a été utilisé pour obtenir des datations relatives de 12 glaciers rocheux, 2 protalus rempart, 3 éboulis, 13 cordons morainiques et 3 surfaces de polissage glaciaire (roches moutonnées). Les caractéristiques principales de chaque glacier rocheux et protalus rempart étudié sont présentées dans le tableau 6, et la localisation des sites étudiés et des stations de mesure est présentée aux figures 7, 8 et 9.

52Les valeurs-R mesurées (tab. 7 & 8) sont comprises entre 43 (TO-4) et 59 (TO-1). TO-4 correspond à un cordon morainique du stade de Dena Vio (fin du Dryas ancien) du glacier de Tortin, et est l’un des sites les plus anciens mesurés. TO-1, au contraire, correspond à un cordon morainique latéral gauche du stade de 1861 AD du glacier de Tortin, situé au Col des Gentianes ; il s’agit du site le plus élevé parmi ceux étudiés. Les intervalles de confiance à 95 % sont compris entre 0.54 et 2.05, avec les intervalles les plus grands correspondant généralement aux stations avec la valeur-R la plus petite, et vice versa : l’erreur augmente donc en fonction de l’âge d’exposition de la surface mesurée.

Fig. 7 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt (nombres) dans la région du Mont Gelé-Mont Fort

Fig. 7 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt (nombres) dans la région du Mont Gelé-Mont Fort

Chaque station porte un code à deux ou trois lettres suivi d’un chiffre (voir les tableaux 7 et 8). ATT : Les Attelas, CH : col de Chassoure, LAP : Les Lapires, LC : La Chaux, LR : Lués Rares, LV : Lac des Vaux, TO : Tortin, YC : Yettes Condja. Pour les secteurs du col de Chassoure (CH), des Lués Rares (LR) et du vallon des Yettes Condja (YC), voir la figure 8. Pour l’éboulis des Lapires (LAP), voir la figure 9. Pour les éboulis du lac des Vaux (LV) et des Attelas (ATT), voir la figure 13. Glaciers rocheux étudiés : CG : col des Gentianes, CV : col des Vaux, LA1 et LA2 : Les Lapires 1 et 2, LC : La Chaux, LN : Les Naires, PO : Plan des Ouchelets.

Fig. 8 : Détail de la figure 7 avec la localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt dans les secteurs du col de Chassoure (CH), des Lués Rares (LR) et du vallon des Yettes Condja (YC).

Fig. 8 : Détail de la figure 7 avec la localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt dans les secteurs du col de Chassoure (CH), des Lués Rares (LR) et du vallon des Yettes Condja (YC).

Glaciers rocheux étudiés : LR : Les Lués Rares, MG B, MG C et MG D : Mont Gelé B, C et D, PL : Pointe des Lapires, YC A et YC B : Yettes Condja A et B.

Fig. 9 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt sur l’éboulis des Lapires.

Fig. 9 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt sur l’éboulis des Lapires.

Pour les valeurs-R mesurées, voir le tableau 7. Coordonnées selon le réseau suisse CH1903 LV03

Tab. 6 : Caractéristiques principales des glaciers rocheux datés dans cette étude.

Tab. 6 : Caractéristiques principales des glaciers rocheux datés dans cette étude.

Pour la localisation, voir les figures 7 et 8. Données d’après Lambiel (1999), révisées d’après des observations personnelles. R. vertes : Roches ultramafiques indifférenciées

Tab. 7 : Mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le vallon de Tortin.

Tab. 7 : Mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le vallon de Tortin.

En italique, les mesures utilisées pour la calibration des dates (voir aussi le tableau 9 et la figure 11). Pour les glaciers rocheux est indiquée leur génération d’appartenance, alors que pour les moraines est donné le stade glaciaire de référence. Pour le code des sites, voir la figure 7.

Tab. 8 : Mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le secteur du lac des Vaux (LV)-col de Chassoure (CH), sur l’éboulis des Attelas (ATT) et dans la combe de la Chaux (LC).

Tab. 8 : Mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le secteur du lac des Vaux (LV)-col de Chassoure (CH), sur l’éboulis des Attelas (ATT) et dans la combe de la Chaux (LC).

En italique, les mesures utilisées pour la calibration des dates (voir aussi le tableau 10 et la figure 14). Pour les glaciers rocheux est indiquée leur génération d’appartenance, alors que pour les moraines est donné le stade glaciaire de référence.

4.2 - Mesures effectuées dans le Vallon de Tortin

53Les mesures effectuées sur les dépôts morainiques dont l’âge absolu est estimé grâce aux reconstitutions paléogéographiques, montrent une différence marquée dans les valeurs-R mesurées sur les moraines historiques et récentes et sur les moraines tardiglaciaires.

54Sur les moraines récentes du glacier des Yettes Condja, une différence d’âge statistiquement significative est présente entre le cordon morainique du stade 1861 AD (YC-1), situé juste en aval de l’actuel lac proglaciaire (fig. 10A), et le cordon morainique YC-3, situé plus en aval (fig. 10B). La mesure YC-2 a été effectuée sur une forme considérée comme un glacier rocheux par Lambiel (1999) (glacier rocheux des Yettes Condja B), mais qui présente également une morphologie de cordon morainique à gros blocs (fig. 10C). La seule mesure disponible sur cette forme confirmerait que la surface est relativement récente (elle ne se différencie pas du cordon morainique de 1861 AD), ce qui permet de conclure qu’un remaniement récent par des processus glaciaires de ce glacier rocheux est probable.

55Pour les moraines tardiglaciaires du glacier de la Printse de Tortin (formé de la confluence des glaciers de Tortin et des Yettes Condja), la différence d’âge entre les cordons morainiques du Dryas récent (moraines de Crouye Sina et de Tortin, respectivement TO-2 et TO-3) et de la fin du Dryas ancien (moraine du stade de Dena Vio ; TO-4) n’est pas significative, malgré le fait que cette dernière présente une valeur-R plus faible que les deux autres (fig. 11). Les roches moutonnées attribuées au Dryas récent situées juste en aval du front des glaciers rocheux du Mont Gelé C et D (YC-16) (fig. 10D) présentent la même valeur-R que les moraines de Crouye Sina et de Tortin, confirmant ainsi leur attribution chronologique.

56Les mesures effectuées à la surface des glaciers rocheux du secteur des Lués Rares et du Vallon des Yettes Condja sont toutes significativement plus anciennes que celles effectuées sur les moraines récentes, et significativement plus jeunes que celles effectuées sur les moraines tardiglaciaires (fig. 11). Pour tous ces glaciers rocheux, sauf celui du Mont Gelé B, la relation « valeur-R - distance » pour les différentes stations de mesure est linéaire, indiquant une diminution constante de l’âge d’exposition en direction des racines du glacier rocheux.

57Dans la marge proglaciaire du paléo-glacier des Lapires (fig. 11), les mesures ont été effectuées en remontant le versant à partir des cordons morainiques de la fin du Dryas ancien (stade de Dena Vio ; LAP-1). Celles-ci sont significativement plus anciennes que les cordons morainiques du Dryas récent (stade de Crouye Sina ; LAP-5) et que toutes les formes situées en amont de ceux-ci.

58Les valeurs-R mesurées sur le glacier rocheux fossile du Plan des Ouchelets, intercalé entre les moraines de la fin du Dryas ancien et du Dryas récent, montrent qu’au niveau du front (LAP-2), l’âge relatif est légèrement plus jeune que celui du cordon morainique de la fin du Dryas ancien, tandis qu’au niveau des racines (LAP-4), l’âge relatif est à peu près le même que celui du cordon morainique du Dryas récent. Cela indique donc que le glacier rocheux a commencé à se développer juste après le stade de Dena Vio, et que son âge minimal correspond à l’âge des moraines du Dryas récent, indiquant une inactivation de la forme après cette période.

59Plus en amont, le petit protalus rempart fossile qui se situe en pied de versant de l’éboulis des Lapires présente un âge de surface significativement plus jeune que les cordons morainiques du Dryas récent situés juste en aval et un âge significativement plus ancien que l’éboulis situé juste en amont (fig. 11).

60Sur l’éboulis des Lapires, 11 stations ont été mesurées le long d’un profil longitudinal à la pente couvrant tout le secteur occidental du versant jusqu’au petit protalus rempart actif nommé Lapires 2 (station LAP-19) (fig. 9 & 12). Une station a été implantée sur une loupe de solifluxion de la partie orientale du versant (LAP-18) afin de pouvoir en comparer l’âge de surface avec une forme du même type située dans le secteur occidental (station LAP-17). Toutes les stations mesurées présentent le même âge relatif (fig. 12). Seul le protalus rempart présente une valeur-R légèrement plus faible que les autres stations mesurées, même si la différence d’âge n’est pas significative. Cela confirme que l’éboulis s’est construit par aggradation de niveaux successifs au cours du temps, ce qui permet d’expliquer la continuité latérale d’âge de toute la couche superficielle de l’éboulis. Pour les deux loupes de solifluxion étudiées, l’âge relatif ne se différencie pas du reste de l’éboulis. Il ne s’agit donc pas de formes stratigraphiquement superposées à la partie la plus grossière du versant (et donc plus jeunes). Cela indique que les dépôts fins qui ont permis le développement des loupes de solifluxion sont (a priori) contemporains des dépôts plus grossiers qui constituent la partie médiane et inférieure de l’éboulis.

Fig. 10 : Dépôts glaciaires et périglaciaires intéressés par la datation des âges d’exposition avec le marteau de Schmidt dans le vallon des Yettes Condja.

Fig. 10 : Dépôts glaciaires et périglaciaires intéressés par la datation des âges d’exposition avec le marteau de Schmidt dans le vallon des Yettes Condja.

A/ Cordon morainique du stade 1861 AD en aval de l’actuel lac proglaciaire du glacier des Yettes Condja et emplacement de la station de mesure YC-1. B/ Cordons morainiques holocènes du glacier des Yettes Condja situés vers le fond du vallon et emplacement de la station de mesure YC-3. C/ Vue sur les glaciers rocheux des Yettes Condja A et B et emplacement de la station de mesure YC-2. D/ Vue sur la partie supérieure du vallon des Yettes Condja avec les trois glaciers rocheux du Mont Gelé B, C et D et emplacement de la station de mesure YC-16 sur les roches moutonnées du Dryas récent.

Fig. 11 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le vallon de Tortin.

Fig. 11 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le vallon de Tortin.

En blanc, les stations de mesure sur glacier rocheux, en gris, sur les autres surfaces. SDR : surface du Dryas récent, MDA : cordon morainique du Dryas ancien, MDR : cordon morainique du Dryas récent. Pour la localisation des stations de mesure, voir les figures 8 et 9.

Fig. 12 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt sur l’éboulis des Lapires

Fig. 12 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt sur l’éboulis des Lapires

Pour la localisation des stations de mesure, voir la figure 9

4.3 - Mesures effectuées sur le versant occidental du Mont Gelé

61Dans tout le versant occidental du Mont Gelé, comprenant les secteurs du Col de Chassoure, du Lac des Vaux et l’éboulis des Attelas (fig. 13 & 14), la seule mesure effectuée sur une surface d’origine glaciaire est la station CH-1, située sur les roches moutonnées du Col des Chassoure. Sa valeur-R est significativement inférieure à toutes les autres mesures effectuées dans les environs, mis à part la station LV-2 située sur le glacier rocheux du Col des Vaux.

62La valeur-R moyenne des 44 mesures sur les roches moutonnées du Col de Chassoure est par contre similaire à celle qui a été mesurée sur les cordons morainiques du stade de Crouye Sina du glacier de la Printse de Tortin et sur les roches moutonnées du Vallon des Yettes Condja, indiquant que le Col de Chassoure devait être libre de glace au moins depuis la fin du Dryas récent. Le glacier rocheux de la Pointe des Lapires (fig. 14) présente dans sa zone frontale des valeurs-R peu supérieures aux roches moutonnées du Col de Chassoure (CH-2-3). Cela pourrait indiquer qu’il a commencé à se développer tout de suite après la fin de la déglaciation. Les valeurs-R augmentent légèrement en direction de l’amont, sans être jamais significativement plus jeunes. Elles le sont seulement dans l’éboulis qui se trouve aux racines de la formation (CH-6), avec une valeur-R supérieure à 50 qui le situe chronologiquement à mi-chemin entre la fin du Tardiglaciaire et la fin de l’Holocène.

63Sur le complexe glacier rocheux-éboulis du Lac de Vaux, les valeurs-R mesurées sur le glacier rocheux du Col des Vaux (LV-1-4) fluctuent entre environ 45 et 50 (fig. 14). Cela traduit une histoire complexe de la forme, qui pourrait résulter du remaniement de dépôts glaciaires précédents et permet de la situer dans la première moitié de l’Holocène. En remontant le versant (fig. 13A & 14), la valeur-R maximale a été mesurées sur le lobe B de l’éboulis du Lac des Vaux (LV-5). En amont de celui-ci, en effet, l’âge de surface diminue en direction de la paroi rocheuse (LV-7), même si les différences d’âge ne sont pas significatives. Au-delà d’un remaniement partiel des débris rocheux par fluage du pergélisol, la faible différence d’âge de tout le complexe glacier rocheux-éboulis traduit une situation de relative stabilité sur plusieurs millénaires des parois rocheuses situées dans la zone d’alimentation en débris.

64Sur l’éboulis des Attelas, 10 stations ont été mesurées sur un profil longitudinal à la pente entre le pied du versant et la paroi rocheuse qui domine l’éboulis (fig. 13B & 14). Comme pour l’éboulis des Lapires, il n’y a pas de différence significative de l’âge de surface entre les différentes stations de mesure, ce qui signifie que la surface de l’éboulis constitue un seul niveau au sens stratigraphique. Les valeurs-R comprises entre 52 et 55 indiquent que la surface de cet éboulis doit être relativement récente. Contrairement à l’éboulis des Lapires, la loupe de solifluxion située dans le secteur médian-supérieur du versant (ATT-10) semble être plus jeune que le reste de la surface de l’éboulis ; cependant, il faut tenir compte du fait que la différence d’âge n’est pas significative et que l’on ne dispose que d’une seule mesure sur ce type de forme pour tout l’éboulis. Ce discours vaut également pour la surface de la paroi rocheuse (ATT-9), qui n’est pas nécessairement plus ancienne que tout le reste du versant.

Fig. 13 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt sur les éboulis du lac des Vaux (A) et des Attelas (B).

Fig. 13 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt sur les éboulis du lac des Vaux (A) et des Attelas (B).

Coordonnées selon le réseau suisse CH1903 LV03

Fig. 14 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le secteur du col de Chassoure-lac des Vaux, sur l’éboulis des Attelas et dans la combe de la Chaux.

Fig. 14 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le secteur du col de Chassoure-lac des Vaux, sur l’éboulis des Attelas et dans la combe de la Chaux.

En blanc, les stations de mesure sur glacier rocheux, en gris, sur les autres surfaces. L’attribution des stations LC-3 et LC-5 au PAG est hautement hypothétique. MDR : cordon morainique du Dryas récent. Pour la localisation des stations de mesure, voir les figures 7, 8 et 13

4.4 - Mesures effectuées dans la Combe de la Chaux

65Dans la Combe de la Chaux (fig. 7 & 14), les mesures effectuées sont présentées en partant des roches moutonnées de la marge proglaciaire actuelle du glacier de la Chaux (station LC-1, désenglacée vers 1990 AD) et en descendant le Vallon en direction des moraines de Patiéfray (LC-6), attribuées au Dryas récent. Mise à part la station LC-2, qui recoupe la barre de l’intervalle de confiance à 95 % de LC-1, toutes les autres moraines considérées comme historiques et récentes (stations LC-3 et LC-5) sont significativement plus anciennes que LC-1 et présentent le même âge relatif que la partie frontale du glacier rocheux du Col des Gentianes (LC-4). Les moraines de Patiéfray (LC-6) sont significativement plus anciennes que toutes les formes situées dans la marge proglaciaire historique du glacier de la Chaux. Le glacier rocheux des Naires (LC-7), qui s’est développé à partir des moraines de Patiéfray, est significativement plus jeune que les moraines du Dryas récent (LC-6) et plus ancien que les formes situées dans la marge proglaciaire historique. Cela indique que son inactivation se serait produite plusieurs millénaires après le dépôt des moraines qui l’alimentent.

66Pour le grand glacier rocheux fossile de la Chaux (LC-8-10), enfin, l’âge de surface au front est le même que celui des moraines de Patiéfray, tandis que l’âge de surface aux racines est semblable à celui du glacier rocheux des Naires. Il est donc probable que cette forme se soit développée pendant le Dryas récent par remaniement des dépôts morainiques du glacier provenant du Col du Mont Gelé, qui devait descendre jusque vers 2500 m d’altitude et qu’elle ait continué à fluer de manière relativement continue pendant plusieurs millénaires (la relation « valeur-R - distance » indique en effet un remaniement des dépôts morainiques en direction de l’aval à vitesse relativement constante). D’après les stations LC-7 et LC-10, l’inactivation des glaciers rocheux des Naires et de la Chaux serait relativement synchrone.

5 - Chronologie par calibration des âges d’exposition

5.1 - Datations effectuées dans le Vallon de Tortin

67Grâce aux datations relatives de cordons morainiques et surfaces d’érosion glaciaire avec la méthode paléogéographique, il a été possible d’utiliser les valeurs-R mesurées sur des surfaces d’âge connu pour calibrer par régression linéaire les âges d’exposition des formes géomorphologiques étudiées (tab. 9 et fig. 15). Dans le secteur de Tortin et des Lués Rares, les cordons morainiques du stade de 1861 AD du glacier des Yettes Condja (YC-1) et du stade de Crouye Sina (TO-2) ont été utilisés. Cette approche a permis de calculer l’âge d’exposition des moraines de Dena Vio et du glacier rocheux des Lués Rares (fig. 15A). Pour les moraines de Dena Vio (TO-4), on obtient un âge minimal de 12,9 ± 1,4 ka cal. BP, les situant à cheval entre le début du Bølling et le Dryas récent, ce qui indique que le stade glaciaire qui les a déposées est certainement pré-Bølling, confirmant ainsi l’attribution du stade de Dena Vio à la fin du Dryas ancien. Pour le glacier rocheux des Lués Rares (LR-1-3), les âges d’exposition sont compris entre 7,4 ± 0,8 ka cal. BP au niveau du front et 5,6 ± 0,8 ka cal. BP vers les racines, indiquant que cette forme s’est probablement développée pendant la première partie de l’Holocène.

68Dans le secteur des Lapires (fig. 15B), les régressions ont été basées en partie sur les moraines tardiglaciaires situées en aval de l’éboulis (stations LAP-1 et LAP-5). Pour la valeur-R de la fin de l’Holocène, en l’absence de surfaces jeunes d’âge connu dans le secteur, celle qui a été mesurée sur la moraine du stade 1861 AD du glacier des Yettes Condja (YC-1) a été retenue. Pour le glacier rocheux fossile du Plan des Ouchelets (LAP-2-4), on obtient un âge d’exposition compris entre 13,8 ± 1,3 ka cal. BP et 11,5 ± 2,2 ka cal. BP, indiquant que son développement a démarré juste après le stade de Dena Vio pour se terminer à cheval entre la fin du Dryas récent et le début du Préboréal. Le protalus rempart fossile nommé Lapires 1 date au contraire du début de l’Holocène (LAP-6) ; son âge d’exposition de 9,2 ± 1,3 ka cal. BP laisse présupposer qu’il pourrait témoigner des oscillations froides de Schams ou de Misox, pouvant être liées à l’épisode froid 8,2 ka cal. BP (Burga et al., 2001). En tous cas, ce protalus rempart témoigne de la période relativement fraîche qui a précédé l’Optimum Climatique Holocène.

69Les âges d’exposition obtenus sur l’éboulis des Lapires et sur le protalus rempart situé dans sa partie supérieure (LAP-8-19) sont compris entre 9,3 et 5,8 ka cal. BP et sont étonnamment anciens, indiquant que la presque totalité du volume de l’éboulis a été déposée entre la fin du Dryas récent, quand le secteur a été déglacé, et la fin de l’Atlantique récent. La surface la plus jeune de tout le secteur correspond à la partie inférieure du secteur oriental de l’éboulis (LAP-7), juste en amont du protalus rempart fossile, avec un âge d’exposition de 5,8 ± 0,9 ka cal. BP.

70Dans les Vallon des Yettes Condja (fig. 15C), les âges ont été calibrés à l’aide du cordon morainique du stade de 1861 AD du glacier des Yettes Condja (YC-1) et des roches moutonnées attribuées au Dryas récent situées au front des glaciers rocheux du Mont Gelé C et D (YC-16). Un âge d’exposition récent (1,0 ± 0,7 ka cal. BP) a été obtenu sur le glacier rocheux des Yettes Condja B (YC-2), indiquant que cette forme périglaciaire a été très probablement remaniée par des processus glaciaires pendant le Petit Age Glaciaire. Les mesures ont été effectuées au sommet d’une convexité s’apparentant morphologiquement à une crête morainique, ce qui exclut l’apport des blocs datés par des événements gravitaires pouvant être plus jeunes que la forme en elle-même. Pour le glacier rocheux des Yettes Condja A (YC-4-6), les âges d’exposition compris entre 6,4 et 4,0 ka cal. BP indiquent que cette forme est antérieure au Subboréal et, contrairement au glacier rocheux des Yettes Condja B, n’a probablement pas été perturbée par les récurrences glaciaires qui ont marqué les derniers millénaires de l’Holocène.

71Le cordon morainique marquant l’extension historique maximale du glacier des Yettes Condja, avec un âge d’exposition de 2,8 ± 0,8 ka cal. BP (YC-3), peut probablement être attribué, soit à l’oscillation froide de Göschenen I, soit à celle de Löbben, les deux ayant précédé l’Optimum Climatique Romain (Burga et al., 2001).

72Pour les glaciers rocheux du Mont Gelé B, C et D, les âges d’exposition sont globalement compris entre 9,3 ± 1,3 ka cal. BP (YC-13) et 5,6 ± 1,0 ka cal. BP (YC-15). Ces valeurs sont légèrement plus anciennes que celles obtenues par Scapozza et al. (2011), qui ont utilisé comme surface récente pour la calibration des âges le cordon morainique situé aux racines du glacier rocheux C (voir infra). D’après la nouvelle calibration des âges, les trois glaciers rocheux du Mont Gelé auraient commencé à évoluer dans la première moitié de l’Holocène, en tout cas avant l’Optimum Climatique de l’Atlantique ancien. Leur développement se serait vraisemblablement poursuivi tout au long de la deuxième partie de l’Holocène (ils sont actuellement encore actifs). A la station YC-8, située sur la partie centrale du glacier rocheux B, l’âge calculé est de 4,7 ± 0,7 ka cal. BP, ce qui est beaucoup plus jeune que les autres âges mesurés. Les mesures ont été effectuées sur un replat situé au centre du glacier rocheux. D’une part, cet endroit est favorable à la persistance de la neige, ce qui pourrait avoir pour effet de rajeunir les valeurs de rebondissement des blocs par réduction de l’exposition aux agents atmosphériques (Goudie, 2006). D’autre part, ce replat se situe juste en aval d’une zone très instable (Lambiel, 2006) qui pourrait fournir par gravité des blocs provenant de l’intérieur du glacier rocheux, avec donc des âges d’exposition plus jeunes de la surface du glacier rocheux (Scapozza et al., 2011).

73Pour le cordon morainique situé aux racines du glacier rocheux C, l’âge calibré obtenu est de 3,8 ± 0,8 ka cal. BP, ce qui exclut que les blocs datés aient été emmenés lors des récurrences du Petit Age Glaciaire. On pourrait imaginer que celles-ci auraient plutôt eu pour effet de remanier des dépôts morainiques ou des parties du glacier rocheux plus anciens, et donc de les (re)positionner à la surface du sol. Selon ce principe, comme on dispose seulement d’un âge minimal d’exposition des blocs aux agents atmosphériques, il est très difficile de pouvoir calculer combien de temps ceux-ci sont restés à la surface du sol et combien de temps ils ont été recouverts par d’autres débris ou par de la glace, ce qui ne nous permet pas de les attribuer à l’une ou l’autre des oscillations froides holocènes.

Tab. 9 : Résultats des calibrations des âges par régression linéaire pour les sites étudiés dans le vallon de Tortin

Tab. 9 : Résultats des calibrations des âges par régression linéaire pour les sites étudiés dans le vallon de Tortin

L’erreur sur l’âge a été calculée sur la base de l’intervalle de confiance à 95 %.

Fig. 15 : Calibration par régression linéaire des âges d’exposition (en gris) en fonction de la valeur-R mesurée sur des surfaces d’âge connu (en blanc) pour le secteur Tortin-Les Lués Rares (A), l’éboulis des Lapires (B), le vallon des Yettes Condja (C), le secteur col de Chassoure-lac desVaux (D), l’éboulis des Attelas (E) et la combe de la Chaux (F).

Fig. 15 : Calibration par régression linéaire des âges d’exposition (en gris) en fonction de la valeur-R mesurée sur des surfaces d’âge connu (en blanc) pour le secteur Tortin-Les Lués Rares (A), l’éboulis des Lapires (B), le vallon des Yettes Condja (C), le secteur col de Chassoure-lac desVaux (D), l’éboulis des Attelas (E) et la combe de la Chaux (F).

Chronozones de l’Holocène et du Tardiglaciaire : SA :Subatlantique, SB : Subboréal, A : Atlantique, B : Boréal, PB : Préboréal, DR : Dryas récent, B/A : Bølling/Allerød, DA : Dryas ancien. Pour le code des sites, voir les tableaux 7 et 8.

5.2 - Datations effectuées sur le versant occidental du Mont Gelé

74En l’absence de surfaces récentes et anciennes d’âge connu, la calibration des âges pour tout le versant occidental du Mont Gelé (secteurs du Col de Chassoure, du Lac des Vaux et des Attelas) a été effectuée avec la droite de régression développée dans le Vallon des Yettes Condja (tab. 10 & fig. 15D & E).

75En ce qui concerne l’histoire glaciaire du secteur, au niveau du Col de Chassoure, on obtient un âge d’exposition de 12,0 ± 1,0 ka cal. BP (CH-01), ce qui indique que le Col est libre de la glace au moins depuis la fin du Dryas récent, même si cette date n’exclut pas une déglaciation définitive déjà à la fin du Dryas ancien.

76Pour le glacier rocheux de la Pointe des Lapires (CH-2-5), les âges d’exposition compris entre 9,3 ± 1,3 ka cal. BP (CH-5) et 8,3 ± 1,3 ka cal. BP (CH-4) suggèrent que la forme est relativement ancienne et qu’elle se serait développée assez rapidement après le stade de Crouye Sina. Contrairement à la plupart des autres glaciers rocheux actifs étudiés, on n’observe pas de rajeunissement significatif de l’âge en direction des racines du glacier rocheux. Cet aspect, tout comme l’âge assez ancien de la formation, pourrait ne pas être lié à une question de genèse et de développement du glacier rocheux, mais plutôt à une question méthodologique. Le glacier rocheux de la Pointe des Lapires, en effet, présente dans sa moitié inférieure des blocs presque entièrement recouverts par des lichens (Lambiel, 2006), ce qui pourrait avoir pour effet de diminuer les valeurs de rebondissement mesurées avec le marteau de Schmidt et donc de vieillir l’âge de surface. Dans la partie supérieure de la formation, où les lichens sont presque absents, on a en effet obtenu un âge beaucoup plus jeune (4,7 ± 1,3 ka cal. BP ; CH-6).

77Sur le grand complexe éboulis-glacier rocheux du Lac des Vaux (fig. 15A), les âges d’exposition au niveau de la partie frontale du glacier rocheux du Col des Vaux (LV-1-3) indiquent un développement de la forme dans la première partie de l’Holocène. Ici également, l’âge le plus jeune a paradoxalement été obtenu au niveau du front du glacier rocheux (LV-1 ; 7,4 ± 1,0 ka cal. BP), avec une partie dorsale significativement plus ancienne présentant des âges compris entre 10,2 ± 1,2 ka cal. BP (LV-2) et 9,3 ± 1,2 ka cal. BP (LV-3), ce qui suggère un développement du glacier rocheux par remaniement de dépôts glaciaires préexistants. Dans ce secteur, il faut également tenir compte que les âges peuvent être biaisés par le remaniement anthropique du glacier rocheux, qui a été partiellement terrassé pour permettre l’installation d’une piste de ski (Lambiel & Reynard, 2003b). L’âge que l’on obtient au niveau du front du glacier rocheux du Col des Vaux est cohérent par rapport à l’âge de sa partie supérieure, de l’éboulis et de la paroi rocheuse qui le domine (LV-4-7), qui est compris entre 5,9 et 9,0 ka cal. BP. Seul le protalus rempart nommé lobe B, avec un âge de surface de 6,5 ± 1,3 ka cal. BP (LV-5), est légèrement plus jeune (mais pas de manière significative). Cela montre bien que ce lobe de fluage s’est développé par sursaturation en glace de l’éboulis lui-même. Il ne constitue donc pas, comme cela est le cas de plusieurs glaciers rocheux où l’éboulis situé aux racines est significativement plus jeune que la partie frontale, une structure prolongeant l’éboulis vers l’aval. Celle-ci est (partiellement) déconnectée de toute alimentation en débris rocheux.

78Sur l’éboulis des Attelas (fig. 15B), l’âge de surface de tout le versant est compris entre 4,0 et 1,2 ka cal. BP, indiquant que le niveau supérieur s’est certainement déposé après l’Atlantique récent. On obtient une date plus ancienne seulement sur la paroi rocheuse qui domine le site (4,7 ± 1,0 ka cal. BP ; ATT-9). Dans les parois rocheuses, il faut toutefois interpréter les âges d’exposition avec précaution. Ces formations, en raison de leur très forte déclivité, sont probablement sujettes à un degré d’altération différent par rapport aux blocs qui constituent un éboulis ou un glacier rocheux à cause de la faible couverture neigeuse et de l’angle d’incidence du rayonnement solaire différent, ce qui pourrait avoir pour effet de vieillir les âges. La loupe de solifluxion de la partie médiane-supérieure du versant présente un âge de 1,0 ± 1,1 ka cal. BP (ATT-10), indiquant que cette forme doit être très récente, en tout cas postérieure à la Période Chaude Romaine. Tenant compte du modèle d’évolution d’un éboulis périglaciaire en fonction des oscillations climatiques présenté par Scapozza (2013), la présence de sédiments très fins à la surface de l’éboulis des Attelas, ayant conduit à la formation des loupes de solifluxion, pourrait témoigner du réchauffement récent qui a suivi la fin du Petit Age Glaciaire.

Tab. 10 : Résultat des calibrations des âges par régression linéaire pour les sites étudiés dans le secteur du lac des Vaux (LV)-col de Chassoure (CH), sur l’éboulis des Attelas (ATT) et dans la combe de la Chaux (LC).

Tab. 10 : Résultat des calibrations des âges par régression linéaire pour les sites étudiés dans le secteur du lac des Vaux (LV)-col de Chassoure (CH), sur l’éboulis des Attelas (ATT) et dans la combe de la Chaux (LC).

L’erreur sur l’âge a été calculée sur la base de l’intervalle de confiance à 95 %.

5.3 - Datations effectuées dans la Combe de la Chaux

79Dans la Combe de la Chaux (tab. 10 & fig. 15F), les âges ont été calibrés à l’aide des roches moutonnées déglacées vers 1990 AD (LC-1) et des moraines de Patiéfray, attribuées à la fin du Dryas récent (LC-6). Dans la marge proglaciaire historique du glacier de la Chaux, la seule datation que l’on peut rattacher à une récurrence glaciaire récente est celle effectuée sur l’une des crêtes morainiques historiques situées au nord du petit lac proglaciaire de la Chaux (LC-2), qui a donné un âge de 1,1 ± 0,8 ka cal. BP. Il est important de mentionner que ces mesures n’ont pas été effectuées sur la crête morainique la plus externe (voir la fig. 7). Il est donc difficile pouvoir attribuer de manière univoque les blocs mesurés à une récurrence glaciaire spécifique des deux derniers millénaires. Etant donné que les valeurs-R ont été mesurées sur des très gros blocs, il n’est pas exclu que ceux-ci puissent dater d’une récurrence glaciaire antérieure au Petit Age Glaciaire, sans qu’ils aient été recouverts par la suite par des dépôts.

80Les mesures effectuées sur la moraine d’ablation au centre de la marge proglaciaire (LC-3) et sur la moraine historique située le plus en aval (LC-5) ont donné un âge similaire, compris entre 6,7 et 4,2 ka cal. BP. Pour la crête morainique située sur la gauche de la marge (datation LC-5), cela pourrait indiquer que la récurrence glaciaire du Petit Age Glaciaire n’a pas atteint la limite maximale holocène du glacier. Les âges d’exposition indiquent que celle-ci doit avoir eu lieu juste après l’Optimum Climatique de l’Atlantique ancien, et qu’elle pourrait correspondre aux oscillations froides de Piora I ou de Piora II de Burga et al. (2001). La datation LC-3, effectuée vers le centre de la marge proglaciaire, indiquerait une pré-exposition des dépôts rocheux antérieure au Petit Age Glaciaire. Cette partie pourrait également correspondre à une zone où le glacier rocheux du Col des Gentianes a été remanié par le glacier de la Chaux pendant les récurrences glaciaires de la deuxième partie de l’Holocène : cette explication reste hypothétique, car aucun élément morphologique témoignant d’un remaniement du glacier rocheux (moraine de poussée) n’est visible à cet endroit (Reynard et al., 2003 ; Scapozza et al., 2011). Il est également important de ne pas oublier la possibilité d’un remaniement anthropique des sédiments, lié aux travaux de nivellement entrepris pendant les années 1990 pour la réalisation d’une piste de ski à travers la marge proglaciaire (Lambiel & Reynard, 2003b).

81Pour la partie relativement intacte du glacier rocheux du Col des Gentianes, un âge d’exposition de 6,5 ± 0,9 ka cal. BP (LC-4) a été obtenu, indiquant qu’il doit avoir commencé à évoluer vers la fin de l’Optimum Climatique de l’Holocène. Il reste à savoir si ce glacier rocheux a été effectivement déformé par les avancées glaciaires de la deuxième partie de l’Holocène ou s’il constitue le remaniement par fluage du pergélisol des dépôts glaciaires situés plus en amont. La date plus ancienne de la partie intacte du glacier rocheux par rapport aux autres dates obtenues dans la marge proglaciaire permet quand même de privilégier la première hypothèse.

82L’âge calculé du glacier rocheux fossile des Naires, qui a été alimenté par les dépôts morainiques de Patiéfray, est de 8,7 ± 1,5 ka cal. BP (LC-7), indiquant qu’il se serait développé dès le Dryas récent et qu’il est vraisemblablement devenu inactif pendant l’Atlantique ancien. On peut tirer les mêmes conclusions pour le glacier rocheux de la Chaux, où l’âge au niveau du front (LC-8) correspond au Dryas récent (12,0 ± 1,3 ka cal. BP), et l’âge vers les racines (LC-10) correspond parfaitement à l’âge minimal du glacier rocheux des Naires (8,7 ± 1,5 ka cal. BP). Comme déjà indiqué plus haut, et par analogie avec le glacier rocheux des Naires, il est probable que le glacier rocheux de la Chaux se soit développé par remaniement de dépôts glaciaires du stade de Crouye Sina. A cette époque, d’après la DLEG régionale, un glacier devait descendre du Col du Mont Gelé au moins jusque vers 2500 m d’altitude, où une vaste dépression dans la partie supérieure du glacier rocheux pourrait indiquer la présence d’un bastion morainique juste en aval, ayant été remanié par fluage du pergélisol au début de l’Holocène.

6 - Signification paléoclimatique des formes étudiées

6.1 - Interprétation des datations effectuées

83De toutes les mesures effectuées dans cette étude, des datations ont été calculées et regroupées dans le tableau 11. Aux données récoltées dans cette étude, ont été ajoutées les datations au marteau de Schmidt effectuées dans la région des Fontanesses en amont d’Arolla dans les Alpes valaisannes (Scapozza, 2013) et dans le Massif de la Cima di Gana Bianca, dans les Alpes tessinoises (Scapozza & Ramelli, 2011). Afin de pouvoir déterminer la période de formation des différentes formes étudiées, un âge maximal et un âge minimal ont été proposés pour chaque site. Un âge maximal représente un terminus post quem, c’est-à-dire que l’événement daté ne peut pas être antérieur à l’âge déterminé, tandis qu’un âge minimal représente un terminus ante quem, c’est-à-dire que l’événement daté ne peut pas être plus jeune que l’âge déterminé.

84L’âge minimal du dernier stade glaciaire pendant lequel le secteur occupé actuellement par le glacier rocheux ou l’éboulis daté était couvert par un glacier a été proposé : le passage entre le Dryas ancien et le Bølling (14,5 ka cal. BP) pour le stade de Dena Vio, et le passage entre le Dryas récent et le Préboréal (11,6 ka cal. BP) pour le complexe Crouye Sina / Le Véla / Tortin.

85Les glaciers rocheux actuellement actifs, inactifs/fossiles et les éboulis ont été différenciés sur la base de leur âge minimal. Pour les glaciers rocheux inactifs/fossiles, les âges minimaux déterminés correspondent (en théorie) à l’âge de leur stabilisation (c’est-à-dire de leur inactivation). Pour les glaciers rocheux actuellement actifs, le fait d’être toujours actifs indique qu’ils sont toujours en cours de développement. Comme âge minimal, nous avons donc choisi l’âge d’exposition au niveau du front (correspondant normalement à l’âge minimal le plus ancien). L’intervalle entre l’âge maximal et l’âge minimal plus ancien donne donc une bonne approximation de la période pendant laquelle ces glaciers rocheux ont commencé à évoluer. Pour les glaciers rocheux inactifs/fossiles et pour les éboulis, l’âge minimal tout court a été retenu, permettant de déterminer le terme ante quem de leur stabilisation.

Tab. 11 : Compilation de toutes les datations des âges d’exposition au marteau de Schmidt effectuées dans la région du Mont Gelé-Mont Fort (voir également la figure 16).

Tab. 11 : Compilation de toutes les datations des âges d’exposition au marteau de Schmidt effectuées dans la région du Mont Gelé-Mont Fort (voir également la figure 16).

6.2 - Les glaciers rocheux actifs

86La plupart des glaciers rocheux actifs étudiés se situent dans des zones qui étaient occupées par un glacier pendant le Dryas récent. Ils sont donc globalement holocènes. La période du début de leur formation est assez large, et couvre pratiquement tout l’Holocène au-delà d’environ 2,0 ka cal. BP (fig. 16), avec un moment privilégié entre le début de l’Holocène et environ 6,0 ka cal. BP.

87Ce résultat indique que la plupart des glaciers rocheux actuellement actifs se sont développés, soit juste avant et/ou pendant l’Optimum Climatique Holocène de 9,5 - 6,3 ka cal. BP (Burga et al., 2001), soit au plus tard juste après cet évènement climatique majeur du dernier interglaciaire. Ces résultats confirment donc les datations effectuées par Frauenfelder et al. (2005) sur plusieurs glaciers rocheux de la région du Val d’Err-Julierpass (GR) et du Fletschhorn (VS), par Kellerer-Pirklbauer (2008) sur plusieurs glaciers rocheux des Alpes autrichiennes, et par Scapozza & Ramelli (2011) et Scapozza et al. (2014b) dans le Sud des Alpes Suisses (TI), qui obtiennent des âges minimaux de la surface des formations investiguées comprises généralement entre 5,0 et 3,0 ka cal. BP.

88Les deux moments privilégiés mis en évidence pour le début de la formation des glaciers rocheux actuellement actifs coïncident avec deux périodes de réchauffement climatique relativement rapide : au début du Préboréal et à la fin du Boréal - début de l’Atlantique ancien, avec l’entrée dans l’Optimum Climatique Holocène. Il est donc possible que la remontée en altitude des isothermes ait favorisé la dégradation du pergélisol dans les parois rocheuses, ce qui aurait eu pour conséquence une augmentation des chutes de blocs et des petits éboulements alimentant les glaciers rocheux en développement (Scapozza, 2013).

6.3 - Les glaciers rocheux inactifs/fossiles

89Pour les quatre glaciers rocheux fossiles datés dans cette étude, auxquels ont été ajoutés les glaciers rocheux datés dans la région des Fontanesses (Scapozza, 2013) et dans le Massif de la Cima di Gana Bianca (Scapozza & Ramelli, 2011), cinq présentent un âge maximal pré-Bølling, ce qui situe le début de leur formation dans la deuxième moitié du Tardiglaciaire. Pour les deux glaciers rocheux fossiles qui se sont développés dans des zones libres de glace à la fin du Dryas ancien (SC I et SA), l’âge minimal de leur inactivation est compris entre le Bølling et la moitié du Dryas récent, indiquant que ces glaciers rocheux ne se sont probablement pas réactivés pendant le Dryas récent. Pour les autres glaciers rocheux fossiles, leur âge minimal est compris entre le Dryas récent et 7,0 ka cal. BP, indiquant qu’ils ont dû s’inactiver dans la première partie de l’Optimum Climatique Holocène.

90Il est donc possible de conclure que ces glaciers rocheux auraient commencé à se développer pendant deux phases de réchauffement climatique rapide : celle du Bølling et celle du Préboréal. Ces glaciers rocheux n’auraient par contre pas survécu au réchauffement climatique de la fin du Boréal - début de l’Atlantique ancien.

91Cette donnée est intéressante parce qu’elle permet de voir, comme c’était le cas pour les glaciers rocheux actifs, que les phases de réchauffement climatique rapide peuvent avoir une influence importante sur la fourniture de débris rocheux pour le développement d’un glacier rocheux. L’image qui en résulte est celle d’un début de la formation des glaciers rocheux toujours plus précoce au fur et à mesure que l’on descend en altitude. Cela pourrait être justement lié à l’altitude, qui influence la capacité d’un glacier rocheux à « survivre » à la période de réchauffement climatique rapide successive. Les glaciers rocheux fossiles plus anciens, et donc situés plus bas en altitude, se seraient inactivés pendant le Bølling/Allerød ou, au plus tard, au début de l’Holocène, alors que les glaciers rocheux fossiles plus récents se seraient inactivés pendant l’Optimum Climatique Holocène. Les glaciers rocheux actifs s’étant formés au début de l’Holocène, situés à plus haute altitude, semblent avoir survécu au réchauffement climatique de la fin du Boréal - début de l’Atlantique ancien, ce qui explique également leur capacité à maintenir des conditions froides malgré le réchauffement climatique du dernier siècle et demi.

Fig. 16 : Compilation de toutes les datations effectuées dans la région du Mont Gelé-Mont Fort (MG-MF).

Fig. 16 : Compilation de toutes les datations effectuées dans la région du Mont Gelé-Mont Fort (MG-MF).

Les datations au marteau de Schmidt effectuées dans la région des Fontanesses (PMR), en amont d’Arolla (Scapozza, 2013) et dans le Massif de la Cima di Gana Bianca (GaBi), dans les Alpes tessinoises (Scapozza & Ramelli, 2011) sont également présentées. En gris clair, les périodes relativement froides. Les cercles blancs indiquent l’âge maximal de chaque forme étudiée, correspondant à l’âge du dernier stade glaciaire ayant occupé la zone de formation de la forme en question. La barre noire indique l’âge minimal de chaque formation tenant compte de la marge d’erreur des datations effectuées (voir détails dans le texte). Oscillations froides de l’Holocène (d’après Burga et al., 2001) : Pi : Piora, Lö : Löbben, Gö : Göschenen, PAG : Petit Âge Glaciaire. Chronozones : B/A : Bølling/Allerød, DR : Dryas récent, PB : Préboréal.

6.4 - Signification paléoclimatique des glaciers rocheux

92La séquence composite régionale de retrait glaciaire et les datations des âges d’exposition au marteau de Schmidt ont permis de caler stratigraphiquement les phases de développement des glaciers rocheux de la région. Les glaciers rocheux de la génération GR II, qui se situent en moyenne environ 225 m plus bas que les glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs (GR I), se sont développés après le stade de Crouye Sina. Les glaciers rocheux de la génération GR III, avec une DP moyenne d’environ 400 m, datent de la fin du Dryas ancien. La structure de la LIP pour chaque génération de glaciers rocheux en fonction de l’orientation est présentée à la figure 17.

93Une corrélation des générations de glaciers rocheux basée sur les valeurs de la DP est présentée dans le tableau 12. Les résultats obtenus dans la région du Mont Gelé-Mont Fort concordent bien avec les données de Lambiel & Reynard (2003a) et avec des études similaires menées dans d’autres régions des Alpes, en particulier dans les Préalpes vaudoises et au Tyrol occidental. Les données du Tyrol occidental (Kerschner, 1985) ont été révisées en vieillissant les stades présumés, ce qui donne des valeurs de la DP cohérentes par rapport aux résultats plus récents (Sailer & Kerschner, 1999). Par rapport à la zone de l’Err-Julier et aux Alpes Tessinoises orientales (Alpi Bleniesi), la différence est par contre plus importante.

94Pour la région de l’Err-Julier, il est vraisemblable que les glaciers rocheux fossiles appartiennent à plus d’une génération. La valeur de l’abaissement de MAAT calculée pour chaque glacier rocheux fossile de leur région d’étude varie en effet entre 0,0 et -3,4°C (Frauenfelder et al., 2001), ce qui correspond à une DP de 0 à 620 m (ces auteurs ont utilisé un gradient vertical de température de 0,55°C/100 m). L’attribution au Dryas récent de tous les glaciers rocheux fossiles a donc été révisée en attribuant au Dryas ancien les glaciers rocheux situés 500 - 600 m plus bas des glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs.

95Pour les Alpes Tessinoises orientales, enfin, les valeurs de la DP se situent à proximité de la marge supérieure des valeurs pour la région du Mont Gelé-Mont Fort. Les Alpes Tessinoises orientales, comme les Préalpes vaudoises, sont la seule région au climat (actuellement) relativement humide. Si l’on tient compte du fait que dans les Alpes Tessinoises orientales la diminution des précipitations pendant le Dryas récent (et probablement pendant tout le Tardiglaciaire) par rapport à l’actuel a été moins importante que dans les régions des Alpes au climat plus continental (Kerschner et al., 2000 ; Scapozza & Fontana, 2009 ; Scapozza 2013), il est probable que les glaciers rocheux actuellement fossiles soient descendus plus bas en altitude (c’est-à-dire que leur front se situait à une MAAT plus chaude) que dans les régions plus sèches, ce qui a induit des valeurs de la DP plus élevées.

Fig. 17 : Limite inférieure du pergélisol discontinu (LIP), basée sur l’altitude minimale atteinte par les glaciers rocheux, pour chaque génération de glaciers rocheux de la région du Mont Gelé-Mont Fort.

Fig. 17 : Limite inférieure du pergélisol discontinu (LIP), basée sur l’altitude minimale atteinte par les glaciers rocheux, pour chaque génération de glaciers rocheux de la région du Mont Gelé-Mont Fort.

LIP pour les glaciers rocheux actifs/inactifs d’après Lambiel (1999). LIP pour les générations GR II et GR III calculée sur la base de la DP moyenne

Tab. 12 : Chronologie des générations de glaciers rocheux.

Tab. 12 : Chronologie des générations de glaciers rocheux.

Valeurs de la dépression du pergélisol (DP) et de l’abaissement relatif des températures par rapport aux glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs (calculé avec un gradient vertical de température de 0,60°C/100 m) pour différentes générations de glaciers rocheux dans les Alpes. Sources : (1) Lambiel & Reynard (2003a), (2) Scapozza et al. (2008) et Scapozza et Fontana (2009), (3) Schoeneich (1992, 1998), (4) Frauenfelder et al. (2001) (révisé), (5) Kerschner (1985) (révisé) et Sailer et Kerschner (1999).

6.5 - Signification paléoclimatique des éboulis étudiés

96Comme pour les glaciers rocheux, pour les quatre éboulis périglaciaires datés dans cette étude, l’âge maximal a été déterminé sur la base du dernier stade glaciaire ayant occupé le versant d’éboulis. Ces âges maximaux correspondent le plus souvent à la fin du Dryas ancien ou à la fin du Dryas récent. Les âges minimaux obtenus à l’aide du marteau de Schmidt s’échelonnent entre 10,3 et 1,6 ka cal. BP, couvrant pratiquement tout l’Holocène (tab. 11). Malgré cette grande variabilité apparente, l’étude attentive des datations montre que la plupart des âges minimaux tombent entre 8,7 ± 1,6 ka cal. BP et 7,0 ± 1,2 ka cal. BP, ce qui correspond à l’Optimum Climatique Holocène de 9,5 - 6,3 ka cal. BP (Burga et al., 2001). Le niveau de surface de ces éboulis aurait donc été déposé au plus tard pendant cette période. Comme on a déjà pu le constater dans plusieurs cas, en effet, les âges d’exposition homogènes sur toute la surface de la forme permettent de confirmer que les éboulis s’aggradent par superposition de niveaux. L’âge de surface d’un éboulis correspond donc à l’âge du dernier niveau déposé.

97Si l’on considère que la différence entre l’âge maximal et minimal permet de déterminer la durée de la période de formation d’un éboulis, la plupart des formes étudiées se serait formée dans un intervalle de temps relativement court, compris entre 4,2 (Lac des Vaux) et 6,9 (Pointe des Lapires) millénaires. Un seul site présente un temps de formation supérieurs à 10 millénaires (11,7 ka pour l’éboulis des Attelas).

98Il est donc possible de conclure que les éboulis étudiés présentent un âge de surface qui date du Boréal à l’Atlantique récent, comme cela est le cas également pour l’éboulis du Petit Mont Rouge (PMR dans la fig. 16), daté par Scapozza (2013), et pour trois éboulis du Massif de la Cima di Gana Bianca, datés par Scapozza & Ramelli (2011). Cela signifierait que les taux d’éboulisation après la fin de l’Optimum Climatique Holocène ont été très faibles, comme le montre l’âge relativement ancien de la couche de surface des éboulis datés. Etant donné que la période de formation des éboulis étudiés a été dans la plupart des cas relativement courte, cela signifierait que les taux d’éboulisation pendant la période de formation des éboulis ont été très importants, c’est-à-dire que la majeure partie du volume aurait été déposée en ce laps de temps. Tout comme pour les glaciers rocheux, qui en constituent (dans la plupart des cas) le prolongement direct, les éboulis périglaciaires étudiés semblent aussi témoigner d’une grande production de débris rocheux pendant les phases de réchauffement climatique rapide, en particulier celle du Préboréal.

7 - Glaciers, glaciers rocheux et paléoclimat

99Grâce aux différentes générations de glaciers rocheux déterminées dans la région du Mont Gelé-Mont Fort, il a été possible de composer une chronologie paléoclimatique permettant de caler les générations de glaciers rocheux et les stades glaciaires. Tous les calculs paléoclimatiques proposés ici ont été effectués en adoptant comme paramètres de référence les valeurs de la DLEG et de la DP définis à l’échelle régionale. Les paléotempératures et paléoprécipitations déterminées sont donc à interpréter comme des valeurs moyennes pour toute la région d’étude.

100Comme première étape, il a été nécessaire de calculer MAAT à la LIP actuelle (tab. 13). L’altitude moyenne de la LIP pour les glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs (GR I) a été déterminée d’après Lambiel (1999). La différence de température entre les générations de glaciers rocheux permet de calculer MAAT à la LEG (équation 1) pour chaque stade glaciaire dont on dispose d’une reconstitution de la LEG, sur la base des valeurs de la DP (tab. 14). Par la suite, il a été possible de calculer MAP à la LEG pour tous les stades glaciaires étudiés (équation 2). La normalisation de MAPLEG à 2000 m d’altitude a finalement permis de déterminer la diminution des précipitations entre la période actuelle et les stades glaciaires passés (tab. 15).

101Une chronologie basée sur les paléotempératures a été composée en tenant compte de MAAT normalisée à 2000 m d’altitude (fig. 18). Le schéma a été complété en rajoutant la différence de MAAT par rapport à 1850 couramment admise pour l’interstade tardiglaciaire du Bølling/Allerød (environ -0,8/-1,5°C) et la différence de MAAT par rapport à l’actuel pour l’Optimum Climatique Holocène (environ +0,5/1,5°C), déterminées sur la base des fluctuations de la limite supérieure de la forêt (Burga & Perret, 1998).

102La correspondance entre les fluctuations des températures et les variations du δ18O sur la courbe isotopique groenlandaise du sondage NGRIP (Andersen et al., 2004) est bonne. Pour les glaciers rocheux qui ne sont plus actuellement actifs, nous avons représenté leur position stratigraphique au moment de leur inactivation, c’est-à-dire au moment où ils cessent de fluer vers l’aval, témoigné par la position la plus basse en altitude atteinte par ces formes.

103Pour la génération GR III, les paléotempératures au moment de l’inactivation de ces glaciers rocheux s’accordent bien avec le réchauffement climatique rapide ayant suivi la fin du Dryas récent. Une différence plus importante existe par contre pour les glaciers rocheux de la génération GR II, qui témoignent de paléotempératures plus froides que celles de l’Optimum Climatique Holocène. Il est donc probable qu’au moment du début de cette période de réchauffement climatique rapide, les glaciers rocheux ont continué à évoluer surtout à cause de l’inertie thermique de la glace de leur pergélisol en étant complètement en déséquilibre par rapport aux nouvelles conditions climatiques (Lambiel & Reynard, 2003a). Cela expliquerait, d’une part la concordance des âges minimaux avec l’Optimum Climatique Holocène et, d’autre part, la corrélation de ces glaciers rocheux (en termes de paléotempératures) avec les dernières phases du complexe Egesen. Pour les glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs (GR I), enfin, on voit bien qu’ils ne sont pas climatiquement corrélables avec le Petit Age Glaciaire, mais qu’au contraire leur position témoigne bien du réchauffement climatique récent (la différence entre MAAT à 2000 m d’altitude pour GR I et pour le stade de 1850 AD est en effet comprise entre 0,7 et 2,1°C). La comparaison des paléotempératures reconstituées sur la base des glaciers rocheux et des stades glaciaires confirme encore une fois que la signification paléoclimatique des glaciers rocheux n’est pas stadiaire mais plutôt interstadiaire ou post-stadiaire. Ce résultat remettrait donc en discussion l’utilisation des glaciers rocheux pour la reconstitution des paléotempératures pendant les stades glaciaires (Kerschner, 1985 ; Frauenfelder et al., 2001 ; Lambiel & Reynard, 2001).

104En ce qui concerne les paléoprécipitations calculées, les résultats obtenus indiquent que le climat pendant le Tardiglaciaire devait être plus sec que l’actuel (cf. Kerschner et al., 2000). Dans la région du Mont Gelé-Mont Fort, on peut noter un assèchement progressif du climat au fur et à mesure que l’on remonte le temps au-delà de la limite Pléistocène-Holocène. Pendant le stade maximal du Dryas récent (Crouye Sina), les précipitations étaient environ 15 % inférieures aux précipitations actuelles, ce qui confirme les résultats obtenus par Reynard (1997) dans le Vallon de Tortin. On observe une diminution de 20-30 % pour la fin du Dryas ancien (stades de Dena Vio et de l’Antié) et même de 40-46 % pour le stade de Gotetta, corrélé avec le stade de Gschnitz des Alpes Orientales.

105Pour terminer, il est intéressant de faire une comparaison entre le paléoclimat de la région du Mont Gelé-Mont Fort et celui des Alpes Orientales pendant les stades de Gschnitz (Ivy-Ochs et al., 2006), de l’Egesen-maximum (Kerschner & Ivy-Ochs, 2008) et de Kartell (Ivy-Ochs et al., 2009) des Alpes Orientales, dont l’âge d’exposition est désormais connu grâce aux isotopes cosmogéniques (tab. 16). Les corrélations paraissent a priori excellentes, ce qui permet de les considérer comme fort plausibles. Du point de vue climatique, en effet, la rive gauche de la Vallée du Rhône peut être considérée comme assez proche des Grisons ou du Tyrol. Au niveau des âges, il manque encore dans la région du Mont Gelé-Mont Fort une attribution chronologique grâce aux isotopes cosmogéniques. Les seules datations cosmogéniques disponibles en Valais sont celles des moraines du stade de l’Egesen du glacier d’Aletsch (Kelly et al., 2004), basées sur le 10Be, qui ont donné un âge compris entre 10,5 ± 1,1 et 9,0 ± 1,0 ka. Toutefois, tant les arguments palynologiques que des critères de conservation des moraines font du Vallon de Tortin la localité-type de l’Egesen (Crouye Sina) et de la fin du Dryas ancien (Dena Vio) pour les Alpes Occidentales (Müller et al., 1983). Toutes ces considérations permettent de conclure que, non seulement le Vallon de Tortin, mais plus généralement tout le Val de Nendaz peut donc être considéré comme la vallée de référence pour le Valais central et les vallées affluentes en rive gauche du Rhône en ce qui concerne les stades tardiglaciaires, sans devoir allez chercher forcément des analogues grisons ou tyroliens (Scapozza, 2013). Par rapport à ces derniers, auxquels on fait encore (trop) souvent référence même dans les Alpes Occidentales, le Val de Nendaz a également l’avantage de présenter une séquence de déglaciation pratiquement continue sur toute la vallée. Le Modèle des Alpes Orientales, au contraire, a été composé à partir d’éléments tirés de l’une ou l’autre vallée des Grisons et du Tyrol (Schoeneich, 1998).

Tab. 13 : Paléotempératures dans la région du Mont Gelé-Mont Fort

Tab. 13 : Paléotempératures dans la région du Mont Gelé-Mont Fort

Calculs de la MAAT à la limite inférieure du pergélisol actuelle (LIPa) et de sa normalisation à 2000 m (MAAT2000m) sur la base de la dépression du pergélisol (DP). * Calculée à partir d’une MAAT moyenne de 8,5°C pour la période 1960-79/85-93 à Fey (Nendaz ; 780 m) déterminée par Reynard (2000).

Tab. 15 : Paléoprécipitations dans la région du Mont Gelé-Mont Fort.

Tab. 15 : Paléoprécipitations dans la région du Mont Gelé-Mont Fort.

Calculs de la MAP à la ligne d’équilibre des glaciers (MAPLEG) selon l’équation 2, et normalisation de la MAP à 2 000 m (MAP2000m) permettant de déterminer la diminution des précipitations (-ΔP) entre l’actuel et le passé.

Fig. 18 : Comparaison entre la courbe isotopique groenlandaise du sondage NGRIP (données : NGRIP-Members, 2004) et les paléotempératures à 2 000 m d’altitude reconstituées sur la base des générations de glaciers rocheux et des stades glaciaires.

Fig. 18 : Comparaison entre la courbe isotopique groenlandaise du sondage NGRIP (données : NGRIP-Members, 2004) et les paléotempératures à 2 000 m d’altitude reconstituées sur la base des générations de glaciers rocheux et des stades glaciaires.

OCH: Optimum Climatique Holocène.

8 - Conclusions

106Cette étude a permis de préciser la chronologie de l’évolution du relief de la région du Mont Gelé-Mont Fort pendant l’ensemble du Tardiglaciaire et le début de l’Holocène. Concernant l’évolution des glaciers et des glaciers rocheux, il a été possible de mettre en évidence au moins six stades tardiglaciaires régionaux, qui ont été regroupés en deux complexes de stades. Les trois stades les plus anciens – ceux de Gotetta, L’Antié et Dena Vio – ont été corrélés avec le complexe Gschnitz/Daun des Alpes Orientales (ca. 17,0-14,5 ka cal. BP), tandis que les stades de Crouye Sina, Le Véla et Tortin ont été corrélés avec le complexe Egesen (ca. 12,9-11,0 ka cal. BP).

107L’utilisation du marteau Schmidt comme outil de datation des âges d’exposition a permis de préciser la chronologie de l’évolution du relief. Les mesures effectuées sur les roches moutonnées du Col de Chassoure ont permis de montrer que celui-ci est libre de glace au-moins depuis la fin du Dryas récent, confirmant ainsi les reconstitutions effectuées sur la base de la DLEG régionale. Dans les marges proglaciaires des glaciers des Yettes Condja et de la Chaux, des cordons morainiques significativement plus anciens que ceux attribuées au Petit Age Glaciaire ont également été identifiés, permettant de définir l’extension glaciaire pendant les oscillations froides comprises entre les Optimums Climatiques Holocène et Romain.

108Pour les glaciers rocheux, trois générations de formes ont été identifiées. La génération la plus ancienne (GR III) se serait développée à partir de la fin du Dryas ancien et son inactivation daterait du Préboréal (début de l’Holocène), comme semble l’indiquer l’âge minimal du glacier rocheux du Plan des Ouchelets (10,4 ± 1,3 ka cal. BP), dans le secteur des Lapires. La génération GR II se serait développée à partir de la deuxième moitié du Dryas récent, soit juste après le stade de Crouye Sina, et se serait inactivée avant ou, au plus tard, pendant l’Optimum Climatique Holocène, comme l’indiqueraient les âges minimaux échelonnés entre 10,5 et 6,4 ka cal. BP des glaciers rocheux des Lapires 1, du Col des Vaux, des Naires et de la Chaux. Pour les glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs (GR I), leur âge minimal le plus ancien, mesuré généralement au niveau du front, permet de les séparer en deux groupes. Certains glaciers rocheux sont relativement anciens et auraient commencé à se développer juste avant et pendant l’Optimum Climatique Holocène (âges minimaux les plus anciens échelonnées entre 10,6 et 6,6 ka cal. BP), tandis que d’autres sont plus récents, avec les âges minimaux les plus anciens compris entre 7,8 et 4,8 ka cal. BP qui situent leur formation dans la deuxième partie de l’Holocène, après l’Optimum Climatique de l’Atlantique ancien. Les deux périodes de début de formation des glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs se superposent de manière importante pour deux raisons : en premier lieu, en raison de la marge d’erreur assez importante des âges d’exposition pour la première partie de l’Holocène ; en deuxième lieu, parce qu’il est probable qu’il n’y a pas de différence nette dans la période de formation des glaciers rocheux de la génération GR I dictée par des raisons essentiellement climatiques. Il est en effet probable que leur développement a démarré à des moments différents en raison de l’hétérogénéité spatiale de certains facteurs de contrôle locaux comme la disponibilité en débris rocheux, la pente du versant, le degré de saturation et les températures du pergélisol.

109Pour les éboulis étudiés, enfin, nous avons obtenus des âges minimaux compris entre 8,9 et 5,8 ka cal. BP pour les éboulis des Lapires et du Lac des Vaux, tombant dans l’Optimum Climatique du Boréal-Atlantique récent, et compris entre 4,0 et 1,6 ka cal. BP (Subboréal et Subatlantique ancien) pour l’éboulis des Attelas.

110Du point de vue méthodologique, les stades tardiglaciaires régionaux déterminés à l’aide de la méthode paléogéographique ont permis de donner le point d’accrochage maximal pour pouvoir calibrer les âges d’exposition en fonction des valeurs-R mesurées à l’aide du marteau de Schmidt. Dans le détail, avec cette approche il a été possible de proposer une attribution chronologique aux moraines de l’Alpage de Tortin, des Lapires et de Patiéfray, et aux roches moutonnées situées en aval des glaciers rocheux du Mont Gelé C et D, dans le Vallon des Yettes Condja. Le marteau de Schmidt, par la suite, a permis d’affiner la chronologie holocène des événements, en particulier en ce qui concerne le développement des glaciers rocheux étudiés. Avec la seule méthode paléogéographique, en effet, ceux-ci auraient été considérés simplement comme datant de la fin du Dryas ancien (génération GR III), du Dryas récent (génération GR II) ou de l’Holocène (génération GR I).

Tab. 16 : Comparaison entre le paléoclimat des Alpes orientales et de la région du Mont Gelé-Mont Fort pendant le Tardiglaciaire et le début de l’Holocène.

Tab. 16 : Comparaison entre le paléoclimat des Alpes orientales et de la région du Mont Gelé-Mont Fort pendant le Tardiglaciaire et le début de l’Holocène.
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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Formes glaciaires et périglaciaires dans la région du Mont Gelé-Mont Fort.
Légende Compilation à partir de Lambiel (1999), Lambiel & Reynard (2003a,b) et d’observations personnelles. Les chiffres indiquent les glaciers rocheux selon l’inventaire de Lambiel (1999). Les codes alphanumériques marquent les cordons morainiques utilisés pour reconstituer les positions glaciaires de référence (voir aussi le tableau 4). LA : Lapires, LC : La Chaux, LR : Lués Rares, LT : La Tsa,TO: Tortin, YC : Yettes Condja.
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Titre Tab. 1 : Chronologie du retrait glaciaire dans le val de Nendaz à la fin des années 1970.
Légende A noter que la chronostratigraphie du modèle des Alpes orientales (Gross et al., 1976) ne correspond pas à celle utilisée dans notre étude : le stade de Clavadel/Senders est absent et le stade du Daun est placé dans le Dryas ancien supérieur.
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Titre Tab. 2 : Corrélation du retrait glaciaire dans le val de Nendaz avec le modèle des Alpes orientales (Maisch, 1982) d'après Müller et al. (1983) et Müller (1984).
Légende *LEG de référence pour le stade de 1861 AD calculée sur la base de la LEG pour les glaciers de Tortin (2810 m ; facteur de pondération de 2) et des Yettes Condja (2750 m ; facteur de pondération de 1). **Même valeur pour la DLEG du glacier de Cleuson au stade de Crouye Sina. 2:1 : DLEG calculée avec la méthode de partage des surfaces avec un AAR de 0,67. d/2 : DLEG calculée avec méthode de la demi-différence d’altitude des fronts glaciaires, selon laquelle la différence d’altitude de la LEG entre deux stades glaciaires est égale à la moitié de la différence d’altitude au front (Zienert, 1965).
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-3.png
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Titre Tab. 3 : Caractéristiques glaciologiques et climatiques des stades glaciaires de 1861 AD et de Crouye Sina d’après Bader (1990).
Légende MAAT en °C et MAP en mm/an. MAATLEG a été normalisée à 2 000 m d’altitude (MAAT2000) avec un gradient vertical de température de 0,65°C/100 m
Crédits Bader, 1990
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-4.png
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Titre Fig. 2 : Méthodologie de nomenclature et de reconstitution des stades glaciaires adoptée dans cette étude et modifié d’après Scapozza et Fontana (2009).
Légende LEG : ligne d’équilibre glaciaire, LIP : limite inférieure du pergélisol discontinu, GR : génération de glaciers rocheux.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-5.png
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URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-7.png
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Titre Fig. 3 : Principes de fonctionnement du marteau de Schmidt.
Légende A/ Marteau de Schmidt du type Digi-Schmidt 2000, modèle LD avec, sur la gauche, la tige de percussion du scléromètre permettant d’effectuer les mesures et, sur la droite, le module digital d’affichage, de calibration et de stockage des données mesurées. B/ Facteurs qui peuvent influencer la valeur-R et donc l’âge d’exposition de la surface d’un échantillon et leurs interrelations. Modifié d’après McCarroll (1989).
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-8.png
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Titre Tab. 4 : Stades glaciaires locaux de la région du Mont Gelé-Mont Fort.
Légende Définition des stades locaux sur la base des positions de référence (pour la numérotation des moraines, voir la figure 1). Calcul de la DLEG avec la méthode de partage des surfaces avec un AAR de 0,67 (DLEG 2:1) et avec la méthode de la demi-différence d’altitude des fronts glaciaires (DLEG d/2) pour les paléoglaciers du val de Nendaz.
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Titre Fig. 4 : Principales étapes du retrait du glacier de la Printse (val de Nendaz) pendant le Tardiglaciaire.
Légende La topographie est celle du fond de la vallée actuelle. Les surfaces des paléoglaciers sont représentées sans leur topographie.
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Titre Fig. 5 : Séquence composite régionale de déglaciation de la région du Mont Gelé-Mont Fort regroupant les positions glaciaires corrélables entre elles et avec les mêmes stades et générations de glaciers rocheux (GR).
Légende La corrélation des stades est basée sur la séquence de référence du glacier de la Printse. Les principales phases de retrait glaciaire sont représentées en traits pointillés.
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Titre Tab. 5 : Corrélation des stades glaciaires régionaux
Légende Tentative de corrélation des stades glaciaires de la région du Mont Gelé-Mont Fort avec le modèle des Alpes orientales d’après (*) Maisch (1982) et (**) Ivy-Ochs et al. (2006), et avec la vallée de l’Arve d’après (***) Coutterand et Nicoud (2005). Valeurs en italique pour les stades des Frasserands, de Tré-le-Champ et de Chamonix (Dorthe-Monachon, 1988).
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-12.png
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Titre Fig. 6 : Les paléoglaciers de la région du Mont Gelé-Mont Fort depuis le milieu du Tardiglaciaire.
Légende Dans les secteurs où il n’a pas été possible de reconstituer une surface glaciaire « réelle » sur la base des dépôts morainiques, une surface glaciaire « hypothétique » marquée par « ? » a été dessinée sur la base de la DLEG régionale (fig. 5) et de la topographie du versant pour chaque stade potentiellement présent.
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Titre Fig. 7 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt (nombres) dans la région du Mont Gelé-Mont Fort
Légende Chaque station porte un code à deux ou trois lettres suivi d’un chiffre (voir les tableaux 7 et 8). ATT : Les Attelas, CH : col de Chassoure, LAP : Les Lapires, LC : La Chaux, LR : Lués Rares, LV : Lac des Vaux, TO : Tortin, YC : Yettes Condja. Pour les secteurs du col de Chassoure (CH), des Lués Rares (LR) et du vallon des Yettes Condja (YC), voir la figure 8. Pour l’éboulis des Lapires (LAP), voir la figure 9. Pour les éboulis du lac des Vaux (LV) et des Attelas (ATT), voir la figure 13. Glaciers rocheux étudiés : CG : col des Gentianes, CV : col des Vaux, LA1 et LA2 : Les Lapires 1 et 2, LC : La Chaux, LN : Les Naires, PO : Plan des Ouchelets.
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Titre Fig. 8 : Détail de la figure 7 avec la localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt dans les secteurs du col de Chassoure (CH), des Lués Rares (LR) et du vallon des Yettes Condja (YC).
Légende Glaciers rocheux étudiés : LR : Les Lués Rares, MG B, MG C et MG D : Mont Gelé B, C et D, PL : Pointe des Lapires, YC A et YC B : Yettes Condja A et B.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-15.png
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Titre Fig. 9 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt sur l’éboulis des Lapires.
Légende Pour les valeurs-R mesurées, voir le tableau 7. Coordonnées selon le réseau suisse CH1903 LV03
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Titre Tab. 6 : Caractéristiques principales des glaciers rocheux datés dans cette étude.
Légende Pour la localisation, voir les figures 7 et 8. Données d’après Lambiel (1999), révisées d’après des observations personnelles. R. vertes : Roches ultramafiques indifférenciées
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Titre Tab. 7 : Mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le vallon de Tortin.
Légende En italique, les mesures utilisées pour la calibration des dates (voir aussi le tableau 9 et la figure 11). Pour les glaciers rocheux est indiquée leur génération d’appartenance, alors que pour les moraines est donné le stade glaciaire de référence. Pour le code des sites, voir la figure 7.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-18.png
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Titre Tab. 8 : Mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le secteur du lac des Vaux (LV)-col de Chassoure (CH), sur l’éboulis des Attelas (ATT) et dans la combe de la Chaux (LC).
Légende En italique, les mesures utilisées pour la calibration des dates (voir aussi le tableau 10 et la figure 14). Pour les glaciers rocheux est indiquée leur génération d’appartenance, alors que pour les moraines est donné le stade glaciaire de référence.
URL http://quaternaire.revues.org/docannexe/image/7250/img-19.png
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Titre Fig. 10 : Dépôts glaciaires et périglaciaires intéressés par la datation des âges d’exposition avec le marteau de Schmidt dans le vallon des Yettes Condja.
Légende A/ Cordon morainique du stade 1861 AD en aval de l’actuel lac proglaciaire du glacier des Yettes Condja et emplacement de la station de mesure YC-1. B/ Cordons morainiques holocènes du glacier des Yettes Condja situés vers le fond du vallon et emplacement de la station de mesure YC-3. C/ Vue sur les glaciers rocheux des Yettes Condja A et B et emplacement de la station de mesure YC-2. D/ Vue sur la partie supérieure du vallon des Yettes Condja avec les trois glaciers rocheux du Mont Gelé B, C et D et emplacement de la station de mesure YC-16 sur les roches moutonnées du Dryas récent.
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Titre Fig. 11 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le vallon de Tortin.
Légende En blanc, les stations de mesure sur glacier rocheux, en gris, sur les autres surfaces. SDR : surface du Dryas récent, MDA : cordon morainique du Dryas ancien, MDR : cordon morainique du Dryas récent. Pour la localisation des stations de mesure, voir les figures 8 et 9.
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Titre Fig. 12 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt sur l’éboulis des Lapires
Légende Pour la localisation des stations de mesure, voir la figure 9
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Titre Fig. 13 : Localisation des stations de mesure au marteau de Schmidt sur les éboulis du lac des Vaux (A) et des Attelas (B).
Légende Coordonnées selon le réseau suisse CH1903 LV03
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Titre Fig. 14 : Résultats des mesures effectuées avec le marteau de Schmidt dans le secteur du col de Chassoure-lac des Vaux, sur l’éboulis des Attelas et dans la combe de la Chaux.
Légende En blanc, les stations de mesure sur glacier rocheux, en gris, sur les autres surfaces. L’attribution des stations LC-3 et LC-5 au PAG est hautement hypothétique. MDR : cordon morainique du Dryas récent. Pour la localisation des stations de mesure, voir les figures 7, 8 et 13
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Titre Tab. 9 : Résultats des calibrations des âges par régression linéaire pour les sites étudiés dans le vallon de Tortin
Légende L’erreur sur l’âge a été calculée sur la base de l’intervalle de confiance à 95 %.
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Titre Fig. 15 : Calibration par régression linéaire des âges d’exposition (en gris) en fonction de la valeur-R mesurée sur des surfaces d’âge connu (en blanc) pour le secteur Tortin-Les Lués Rares (A), l’éboulis des Lapires (B), le vallon des Yettes Condja (C), le secteur col de Chassoure-lac desVaux (D), l’éboulis des Attelas (E) et la combe de la Chaux (F).
Légende Chronozones de l’Holocène et du Tardiglaciaire : SA :Subatlantique, SB : Subboréal, A : Atlantique, B : Boréal, PB : Préboréal, DR : Dryas récent, B/A : Bølling/Allerød, DA : Dryas ancien. Pour le code des sites, voir les tableaux 7 et 8.
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Titre Tab. 10 : Résultat des calibrations des âges par régression linéaire pour les sites étudiés dans le secteur du lac des Vaux (LV)-col de Chassoure (CH), sur l’éboulis des Attelas (ATT) et dans la combe de la Chaux (LC).
Légende L’erreur sur l’âge a été calculée sur la base de l’intervalle de confiance à 95 %.
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Titre Tab. 11 : Compilation de toutes les datations des âges d’exposition au marteau de Schmidt effectuées dans la région du Mont Gelé-Mont Fort (voir également la figure 16).
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Titre Fig. 16 : Compilation de toutes les datations effectuées dans la région du Mont Gelé-Mont Fort (MG-MF).
Légende Les datations au marteau de Schmidt effectuées dans la région des Fontanesses (PMR), en amont d’Arolla (Scapozza, 2013) et dans le Massif de la Cima di Gana Bianca (GaBi), dans les Alpes tessinoises (Scapozza & Ramelli, 2011) sont également présentées. En gris clair, les périodes relativement froides. Les cercles blancs indiquent l’âge maximal de chaque forme étudiée, correspondant à l’âge du dernier stade glaciaire ayant occupé la zone de formation de la forme en question. La barre noire indique l’âge minimal de chaque formation tenant compte de la marge d’erreur des datations effectuées (voir détails dans le texte). Oscillations froides de l’Holocène (d’après Burga et al., 2001) : Pi : Piora, Lö : Löbben, Gö : Göschenen, PAG : Petit Âge Glaciaire. Chronozones : B/A : Bølling/Allerød, DR : Dryas récent, PB : Préboréal.
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Titre Fig. 17 : Limite inférieure du pergélisol discontinu (LIP), basée sur l’altitude minimale atteinte par les glaciers rocheux, pour chaque génération de glaciers rocheux de la région du Mont Gelé-Mont Fort.
Légende LIP pour les glaciers rocheux actifs/inactifs d’après Lambiel (1999). LIP pour les générations GR II et GR III calculée sur la base de la DP moyenne
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Titre Tab. 12 : Chronologie des générations de glaciers rocheux.
Légende Valeurs de la dépression du pergélisol (DP) et de l’abaissement relatif des températures par rapport aux glaciers rocheux actuellement actifs/inactifs (calculé avec un gradient vertical de température de 0,60°C/100 m) pour différentes générations de glaciers rocheux dans les Alpes. Sources : (1) Lambiel & Reynard (2003a), (2) Scapozza et al. (2008) et Scapozza et Fontana (2009), (3) Schoeneich (1992, 1998), (4) Frauenfelder et al. (2001) (révisé), (5) Kerschner (1985) (révisé) et Sailer et Kerschner (1999).
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Titre Tab. 13 : Paléotempératures dans la région du Mont Gelé-Mont Fort
Légende Calculs de la MAAT à la limite inférieure du pergélisol actuelle (LIPa) et de sa normalisation à 2000 m (MAAT2000m) sur la base de la dépression du pergélisol (DP). * Calculée à partir d’une MAAT moyenne de 8,5°C pour la période 1960-79/85-93 à Fey (Nendaz ; 780 m) déterminée par Reynard (2000).
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Titre Tab. 15 : Paléoprécipitations dans la région du Mont Gelé-Mont Fort.
Légende Calculs de la MAP à la ligne d’équilibre des glaciers (MAPLEG) selon l’équation 2, et normalisation de la MAP à 2 000 m (MAP2000m) permettant de déterminer la diminution des précipitations (-ΔP) entre l’actuel et le passé.
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Titre Fig. 18 : Comparaison entre la courbe isotopique groenlandaise du sondage NGRIP (données : NGRIP-Members, 2004) et les paléotempératures à 2 000 m d’altitude reconstituées sur la base des générations de glaciers rocheux et des stades glaciaires.
Légende OCH: Optimum Climatique Holocène.
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Titre Tab. 16 : Comparaison entre le paléoclimat des Alpes orientales et de la région du Mont Gelé-Mont Fort pendant le Tardiglaciaire et le début de l’Holocène.
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Pour citer cet article

Référence papier

Cristian Scapozza, « Evolution des glaciers et du pergélisol depuis le dernier maximum glaciaire dans la région du mont Gelé-Mont Fort (Alpes Valaisannes, Suisse) : chronologie, modalités de la dernière déglaciation et datations des âges d’exposition à l’aide du marteau de Schmidt », Quaternaire, vol. 26/2 | 2015, 141-173.

Référence électronique

Cristian Scapozza, « Evolution des glaciers et du pergélisol depuis le dernier maximum glaciaire dans la région du mont Gelé-Mont Fort (Alpes Valaisannes, Suisse) : chronologie, modalités de la dernière déglaciation et datations des âges d’exposition à l’aide du marteau de Schmidt », Quaternaire [En ligne], vol. 26/2 | 2015, mis en ligne le 01 juin 2017, consulté le 20 août 2017. URL : http://quaternaire.revues.org/7250 ; DOI : 10.4000/quaternaire.7250

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Auteur

Cristian Scapozza

Istituto scienze della Terra, Scuola universitaria professionale della Svizzera italiana (SUPSI), Campus Trevano, CH-6952 CANOBBIO. Courriel : cristian.scapozza@supsi.ch

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