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Fluctuations glaciaires au Pléistocène supérieur dans les Monts d’Aubrac (Massif central, France) : nouvelles données

New data for Upper Pleistocene Glacial Fluctuations in the Aubrac Mountains (Massif Central, France)
Arthur Ancrenaz, Emmanuelle Defive et Alexandre Poiraud

Résumés

Sans jalons chronologiques numériques, les reconstitutions des fluctuations glaciaires et des évolutions paléo-climatiques dans le Massif central proposées jusqu’à aujourd’hui restent soumises à de nombreuses incertitudes. Afin de mieux comprendre les dynamiques spatio-temporelles des englacements du Massif central, la frange nord-orientale des Monts d’Aubrac a été choisie comme premier site d’étude, car les héritages glaciaires y sont nombreux et bien conservés. Deux secteurs clés ont été identifiés grâce au couplage des approches de photo-interprétation et de prospection géomorphologique sur le terrain. La cartographie des formes et formations glaciaires et proglaciaires et l’analyse litho-stratigraphique des dépôts associés nous ont permis d’y redéfinir l’extension de trois stades d’englacement : l’extension glaciaire maximale, une récurrence affectant une large partie du massif et un stade de retrait. Ces résultats ont débouché sur une campagne de datations numériques par nucléides cosmogéniques terrestres et luminescence optiquement stimulée des sédiments glaciaires et proglaciaires. Actuellement en cours, cette campagne devra permettre d’établir le cadre chronologique absolu des fluctuations glaciaires dans les Monts d’Aubrac, à confronter aux fluctuations environnementales reconnues par ailleurs. La démarche sera alors étendue à toute la façade montagneuse occidentale du Massif central et notamment à l’ensemble Cantal-Cézallier-Monts Dore-Artense.

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Notes de la rédaction

Reçu le 18 novembre 2019, reçu sous forme révisée le 04 mai 2020, définitivement accepté le 11 mai 2020

Texte intégral

Les auteurs remercient les deux relecteurs de ce manuscrit, dont les remarques ont permis d’améliorer le contenu et la lisibilité de l’article, ainsi que Peter Bindon pour la vérification de l’anglais.

1. Introduction

1La géomorphologie glaciaire bénéficie depuis le début des années 2000 d’un renouvellement important des connaissances sur les fluctuations des englacements du Pléistocène supérieur en Europe. L’amélioration de la résolution des données en télédétection ainsi que le développement d’outils géochronologiques comme les Nucléides Cosmogéniques Terrestres (NCT), mis au service des reconstitutions paléo-glaciaires, permettent de cartographier de vastes régions (Chandler et al., 2018) et de dater directement les sédiments glaciaires (Dunai, 2010). Ces avancées méthodologiques ont considérablement amélioré la connaissance de l’évolution spatiale et temporelle des paléo-englacements (Ehlers et al., 2011), permettant désormais d’alimenter des modèles numériques d’englacement et des transferts vers la paléo-climatologie (Stokes et al., 2015).

2Malgré ces avancées, l’histoire des fluctuations d’englacement, depuis l’Extension Glaciaire Maximale (EGM) jusqu’au désenglacement complet, n’a pas bénéficié d’une mise à jour des connaissances dans le Massif central. Que ce soit pour l’englacement des volcans du Cantal, du Cézallier et des Mont-Dore (Goër de Hervé, 1972 ; Veyret, 1978), de l’Aubrac (Poizat et Rousset, 1975), ou de certaines montagnes de la bordure orientale du Massif central : monts du Forez (Etlicher, 1986), Margeride ou Mont Lozère (Veyret, 1978 ; Valadas, 1984), l’âge des deux ceintures morainiques décrites reste sujet à débat. Certains auteurs « polyglacialistes » les ont associées à deux périodes glaciaires distinctes : Würm et Riss (Boisse de Black, 1951 ; Poizat et Rousset, 1975 ; Etlicher, 1986). D’autres, « monoglacialistes », sur la base de la fraîcheur des dépôts et des relations morpho-stratigraphiques, ont attribué la quasi-totalité des dépôts glaciaires connus au dernier cycle glaciaire : le Würm (Goër de Hervé, 1972 ; Veyret, 1978).

3En ce qui concerne le désenglacement, là encore, deux visions s’opposent : celle d’une déglaciation tardive (De Goer, 1972 ; Veyret, 1978 ; Valadas, 1984) et celle d’une déglaciation précoce (Etlicher, 1986). La thèse de la déglaciation tardive situe le désenglacement complet des massifs à la fin du Tardiglaciaire. Elle s’appuie sur l’âge d’un dépôt de pente recouvert par de la moraine à Lugarde (Cantal), dont la matière organique (humine) est datée au 14C à 13 580 ans (± 250) BP non-calibré (Veyret-Mekdjian et al., 1978). La thèse de la déglaciation précoce envisage un désenglacement avant le Tardiglaciaire, sur la base d’une séquence palynologique située dans l’enceinte de l’aire englacée du Forez et corrélée au Dryas ancien (Etlicher, 1986).

4Aujourd’hui, il reste donc de nombreuses incertitudes sur l’évolution des paléo-glaciers centraliens, notamment du point de vue des extensions et des chronologies (Etlicher et Goër de Hervé, 1988), et cela malgré un grand nombre d’héritages glaciaires exploitables par les méthodes géochronologiques actuelles. Dans ce contexte, nous avons repris l’étude des Monts d’Aubrac, avec l’objectif de reconstituer l’extension des stades d’englacement par une approche géomorphologique, en préalable à une campagne de datation numérique visant à préciser la chronologie des fluctuations glaciaires et à les replacer dans le cadre chrono-climatique des fluctuations environnementales reconnues pour l’Europe de l’ouest.

2. État des connaissances sur l’englacement des Monts d’Aubrac

5Le choix des Monts d’Aubrac pour la reconstitution des paléo-englacements se justifie par la bonne conservation des dépôts glaciaires (Goër de Hervé et al., 1994), mais aussi par un contexte lithologique et géomorphologique favorable à l’omniprésence de roches riches en quartz, minéral cible pour la datation par la méthode des NCT (Lebatard et Bourlès, 2015).

6La dynamique d’englacement, son empreinte géomorphologique ainsi que la nature et la conservation des dépôts glaciaires ont été conditionnés par les contextes morphostructuraux du massif (Poizat et Rousset, 1975 ; Veyret, 1978 ; Goër de Hervé et al., 1994). L’axe faîtier NE-SO des hautes terres volcaniques du massif a déterminé la localisation de la zone d’accumulation d’une calotte de glace biconvexe (Poizat et Rousset, 1975). Depuis les sommets, les glaces fluaient faiblement vers le nord-est en formant un glacier de fjell sur le plateau granitique alors que vers le sud-ouest, les glaces étaient canalisées dans des vallées encaissées (localement appelées « boraldes ») en formant des langues glaciaires de vallée (fig. 1).

Fig. 1 – Carte géologique simplifiée des Monts d’Aubrac et extension maximale de l’englacement.
Fig. 1 – Simplified geological map of Aubrac’s Mounts and maximum glacial extent.

Fig. 1 – Carte géologique simplifiée des Monts d’Aubrac et extension maximale de l’englacement.Fig. 1 – Simplified geological map of Aubrac’s Mounts and maximum glacial extent.

1. Ville ; 2. Sommet ; 3. Cours d’eau ; 4. Extension maximum de l’englacement (Poizat et Rousset, 1974 ; Goër de Hervé, 1994) ; 5. Volcanisme miocène d’Aubrac ; 6. Volcanisme miocène du Cantal ; 7. Couverture sédimentaire tertiaire ; 8. Socle métamorphique ; 9. Socle granitique.
1. City ; 2. Summit ; 3. River ; 4. Maximum Ice Extent (MIE) ; 5. Aubrac’s miocene volcanism ; 6. Cantal’s miocene volcanism ; 7. Tertiary sediments ; 8. Metamorphic basement ; 9. Granitic basement.

7Comme pour les autres ensembles englacés du Massif central, l’attribution de l’EGM dans les Monts d’Aubrac diffère suivant l’adhésion des auteurs au polyglacialisme (Poizat et Rousset, 1975b) ou au monoglacialisme (Goër de Hervé et al., 1994 ; Veyret, 1978). Il en est de même au sujet du désenglacement complet qui est encore mal contraint (fig. 2). Dans les Monts d’Aubrac, l’EGM est défini sur le plateau granitique par l’extension des erratiques volcaniques, dont la limite coïncide avec la réapparition des tors et chaos de boules granitiques associés (Goër de Hervé et al., 1994), et dans les « boraldes » par des successions d’ombilics et de verrous (Poizat et Rousset, 1975). Une récurrence a par ailleurs été observée dans les sédiments piégés dans les dépressions, affectant une large surface du plateau granitique, en amont de l’EGM (Poizat, 1973 ; Poizat et Rousset, 1975 ; Veyret, 1978). Cependant, il n’existe aucun consensus sur les limites des extensions glaciaires post-EGM. Cela tient au caractère peu différencié de la topographie du plateau et à l’omniprésence de dépôts fluvio-glaciaires, qui gênent la bonne lecture des stades d’englacement successifs. En effet, ces dépôts constituent des épandages proglaciaires, des terrasses de kame et des remplissages glacio-lacustres, qui se superposent au modelé d’érosion sous-glaciaire en knobs and bassins, courant sur les socles englacés. Ils sont interprétés par Poizat et Rousset (1975), Veyret (1978) puis Goër de Hervé et al. (1994) comme les témoins et le résultat de la fonte sur place du glacier de fjell.

Fig. 2 – Tableau chronologique synthétique des fluctuations glaciaires des principaux englacements du Massif central (modifié d’après Defive et al., 2019).
Fig. 2 – Chronological table of glacial fluctuations on Massif central main glacierized areas (modified from Defive et al., 2019).

Fig. 2 – Tableau chronologique synthétique des fluctuations glaciaires des principaux englacements du Massif central (modifié d’après Defive et al., 2019).Fig. 2 – Chronological table of glacial fluctuations on Massif central main glacierized areas (modified from Defive et al., 2019).

1. Périodes froides favorisant les avancées glaciaires (DMG : Dernier Maximum Glaciaire, D I : Dryas ancien, D III : Dryas récent) ; 2. Moraines externes ; 3. Moraines internes ; 4. Moraines des cirques ; 5. Désenglacement complet ; 6. Altitude de la Ligne d’Équilibre Glaciaire (ALÉG) selon Veyret (1978).
1. Cold period favoring glacial advance (DMG: Last Glacial Maximum, D I: Dryas ancien, D III: Dryas récent); 2. External moraines ; 3. Internal moraines ; 4. Cirque glaciers ; 5. Deglaciation ; 6. Equilibrium Line Altitude according to Veyret (1978).

3. Méthodes d’étude

8Au regard de l’état des connaissances sur l’histoire de l’englacement des Monts d’Aubrac et des méthodes chronologiques nouvelles, une lecture affinée du nombre et de l’extension des stades d’englacement est conduite, base de l’élaboration d’un cadre chronologique absolu des fluctuations glaciaires. Pour cela, un travail aussi exhaustif que possible d’identification, d’inventaire et de cartographie des héritages glaciaires est réalisé. Un intérêt particulier est porté aux formes construites des marges glaciaires (Kleman et Borgström, 1996) comme les cordons morainiques et les épandages proglaciaires, héritages glaciaires les plus significatifs pour la détermination de stades d’englacement. En parallèle, la géométrie du paléo-glacier du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) est modélisée et l’Altitude de la Ligne d’Équilibre Glaciaire (ALÉG) est estimée, premier pas vers une quantification paléo-climatique (Dahl et Nesje, 1992).

3.1. Approche combinée par photo-interprétation et prospection géomorphologique

9Le travail de photo-interprétation s’appuie sur l’utilisation de données photographiques (BD ORTHO® – résolution 50 cm) et altimétriques : RGE Alti® (résolution 5 m en plan et infra-métrique en altitude) et BD Alti® (résolution 25 m en plan) de l’IGN. L’extraction de courbes de niveau (1 à 2 m d’équidistance), à partir des modèles numériques de terrains RGE Alti®, permet d’affiner la photo-interprétation (fig. 3A-B). L’ensemble des observations issues de la photo-interprétation est regroupé dans une base de données vectorielle dans un Système d’Information Géographique (SIG) : QGis v.2.18. Chaque observation est répartie selon une des trois classes d’entités géographiques : polygone, ligne ou point (fig. 3C).

10Le plan de prospection géomorphologique a été préparé sur la base de ces observations et en tenant compte des grands axes du réseau hydrographique actuel, à même d’avoir canalisé les flux de glace principaux et donc susceptibles de conserver les héritages glaciaires les plus significatifs. Les observations réalisées sur le terrain consistent en données ponctuelles dont la position géographique est relevée par GPS. Chaque forme ou formation corrélative de l’englacement (formes et formations liées à l’érosion sous-glaciaire : surfaces raclées et ombilics ; tills d’ablation et tills de fond ; formes et formations juxta-glaciaires et proglaciaires : terrasses et buttes de kame, sandurs) (fig. 4), utile à la compréhension du mode d’occupation et des dynamiques de retrait du glacier, est identifiée par un point géoréférencé et fait l’objet d’une description : disposition, caractères morphométriques et/ou litho-stratigraphiques. Ces données sont intégrées sous SIG sous forme de données ponctuelles.

Fig. 3 – Typologie et critères associés pour la dénomination d’une forme et sources de son identification.
Fig. 3 – Typology and criteria used for landform designation and identification sources.

Fig. 3 – Typologie et critères associés pour la dénomination d’une forme et sources de son identification.Fig. 3 – Typology and criteria used for landform designation and identification sources.

A : Photographie d’un tor sur le terrain ; B : Exemple d’identification par photo-interprétation d’un cordon morainique sur la base de la topographie (courbe de niveaux d’équidistance 1 m) ; C : Exemple de repérage de placage morainique par photo-interprétation.
A: Tor photography on field; B: Identification from remote sensing of a terminal moraine; C: Example of detection of till deposit by remote sensing.

3.2. Typologie des formes du relief et élaboration des cartes géomorphologiques

11La réalisation des cartes géomorphologiques s’effectue en deux temps. D’abord les données issues de la photo-interprétation et du terrain sont combinées pour former une seule base de données. Les données ponctuelles de terrain permettent de préciser notablement celles issues de la photo-interprétation. Les contours des entités géographiques (ex : terrasses fluviales, alvéoles) sont dessinés sur SIG en suivant les courbes de niveau extraites des MNT et qui délimitent la forme (Clark et al., 2004). Ensuite, un ensemble de critères, décrivant une forme d’érosion ou d’accumulation, est relevé dans la littérature régionale et internationale consacrée aux reconstructions glaciaires dans des contextes géomorphologiques similaires à ceux de l’Aubrac (fig. 3). Cette étape conduit à nommer les entités géomorphologiques identifiées d’après leurs caratères morphométriques, stratigraphiques et topographiques. Ainsi les formes (d’érosion et d’accumulation) sont associées à des processus géomorphologiques particuliers.

Fig. 4 – Exemples de modelés et de formations glaciaires et proglaciaires d’Aubrac.
Fig. 4 – Example of erosional landforms and glacial or proglacial deposits in the Aubrac.

Fig. 4 – Exemples de modelés et de formations glaciaires et proglaciaires d’Aubrac.Fig. 4 – Example of erosional landforms and glacial or proglacial deposits in the Aubrac.

A : Tor décoiffé avec dispersion des boules de granite dans le sens de l’écoulement de la glace, près des Levades ; B : Surfaces granitiques raclées au Clapas de la Tioule ; C : Sandur avec lits de sables fins et de limons déformés et blocs glaciels, alvéole de Rieutort ; D : Talus deltaïque d’un lac proglaciaire, alvéole de Rieutort ; E : Placage morainique riche en boules granitiques ; F : Cordon morainique de Rieulet.
A: Tor glacially destabillized, near Levades; B: Scoured granitic bedrock at Clapas de la Tioule; C: Sandur with deformed beds of fine sands and silts and drop stones, Rieutort depression; D: Deltaic talus of a proglaciail lake, Rieutort depression; E: Till mantle rich in granitic boulders; F: Terminal moraine of Rieulet.

3.3. Reconstruction de la géométrie de la calotte

12Afin d’estimer l’ALÉG, il est nécessaire de connaître le volume et l’épaisseur du glacier. En Aubrac il est difficile d’estimer l’épaisseur de glace sur la seule base des observations géomorphologiques. En effet, l’englacement a submergé la topographie du plateau à l’est et a laissé peu d’héritages glaciaires (surfaces d’érosion ou placages morainiques) dans les vallées à l’ouest. La modélisation permet de pallier ce manque de données de terrain et de reconstruire la géométrie 3D du glacier.

13Le modèle utilisé repose sur l’équation parabolique décrivant la surface d’équilibre d’un glacier en fonction du fluage de la glace selon la généralisation de la loi de Glen par Nye (Schilling et Hollin, 1981 ; Van der Veen, 2013) (fig. 5). L’épaisseur du glacier est modélisée le long de profils théoriques de surface depuis le terminus du glacier identifié sur le terrain et grâce à la bibliographie (Ballantyne, 1989). La variable d’ajustement du modèle - la contrainte de cisaillement basale - correspond à la contrainte sous laquelle la glace flue. Cette valeur est généralement comprise entre 50 et 150 kPa (Bennett et Glasser, 2009). Pour des glaciers de plateau en domaine tempéré, il est admis une valeur de 50 kPa (Cowton et al., 2009). Cette méthode simple permet de reconstruire la géométrie des paléo-glaciers suffisamment précisément pour que l’erreur d’estimation de l’ALÉG soit de l’ordre de 10 à 20 m d’altitude (Pellitero et al., 2016).

14Une fois le volume de glace modélisé, les ALÉG sont estimées selon les méthodes de l’AAR et de l’AABR. L’Accumulation-Area Ratio (AAR) considère que la répartition des zones d’accumulation et d’ablation au sein d’un glacier est régie par un ratio spécifique, en lien avec les conditions climatiques, topographiques et glaciologiques (Benn et Evans, 2010). Un ratio de 0,559 correspond à des glaciers de vallée (Kern et László, 2010) et un ratio de 0,8 correspond à des glaciers de calotte (Hughes et al., 2010). Les deux ratios sont utilisés. L’Area-Altitude Balance Ratio (AABR) repose elle aussi sur la répartition des zones d’accumulation et d’ablation. Contrairement à la méthode AAR, elle prend en compte l’hypsométrie du glacier et son bilan de masse sous la forme d’un gradient (Osmaston, 2005). Le ratio utilisé est égal à 2, il représente le ratio moyen des glaciers à l’échelle globale (Rea, 2009). La reconstruction de l’épaisseur du glacier et la détermination des ALÉG sont déterminées sur SIG, à l’aide des outils développés par Pellitero et al. (2015, 2016).

Fig. 5 – Schéma de la reconstruction 3D du glacier un utilisant la méthode des profils de surface d’équilibre.
Fig. 5 – Diagram of the glacier 3D reconstruction from steady-state surface profils.

Fig. 5 – Schéma de la reconstruction 3D du glacier un utilisant la méthode des profils de surface d’équilibre.Fig. 5 – Diagram of the glacier 3D reconstruction from steady-state surface profils.

A : Paramètres du modèle (τ : contrainte de cisaillement basale, ρ : densité de la glace, g : accélération de la gravité) ; B : Localisation des profils théoriques de surface (en blanc : l’extension du glacier au DMG, tiretés : profils théoriques de surface, trait noir épais : interfluve du massif).
A: Model parameters (τ: basal shear stress, ρ: ice density, g: acceleration of gravity); B: Theoretical surface profile localisation (white: glacier extension during LGM, dotted line: theoretical surface profile, black line: mountain summit).

4. Observations géomorphologiques sur le plateau granitique d’Aubrac

15Sur le plateau d’Aubrac, au nord-est du massif, les observations ont été nombreuses, d’une part en raison de la précision des données altimétriques disponibles pour ce secteur (RGE Alti®), facilitant la photo-interprétation, d’autre part du fait de l’importance et de la bonne conservation des formes glaciaires d’érosion et d’accumulation.

4.1. L’empreinte de l’érosion glaciaire

16Sur la partie amont du plateau granitique d’Aubrac, en aval des vallées débouchant des hautes terres volcaniques (fig. 6), les versants sont raclés et modelés en roches moutonnées pluri-hectométriques à kilométriques. La direction des flux de glace, déduite de l’orientation des fractures de quarrying, est en accord avec les grands traits de la topographie : les glaces fluaient vers l’est depuis les hautes-terres. Dans le bassin du Bès au nord-est du plateau, les glaces captées fluaient en direction du nord-est.

17À partir de la photo-interprétation et de relevés de terrain, nous avons identifié des tors présents sur le pourtour de l’EGM. Des racines de tors, correspondant à des dalles de granite plurimétriques, sont observées dans l’enceinte englacée. Les boules et chaos de boules associés ont tous été remobilisés par la glace dans ce secteur et aucun empilement, caractéristique essentielle des tors, n’est relevé dans l’enceinte délimitée par l’EGM.

Fig. 6 – Carte de localisation des surfaces granitiques raclées et des principaux flux de glace associés sur le plateau d’Aubrac.
Fig. 6 – Localisation map of granitic surfaces glacially eroded and main glacier ice flux.

Fig. 6 – Carte de localisation des surfaces granitiques raclées et des principaux flux de glace associés sur le plateau d’Aubrac.Fig. 6 – Localisation map of granitic surfaces glacially eroded and main glacier ice flux.

1. Réseau hydrographique ; 2. Sommet ; 3. Interfluve majeur du plateau ; 4. Volcanisme miocène d’Aubrac ; 5. Socle cristallin et métamorphique ; 6. Surface raclée par les glaces et direction des flux associées ; 7. Principales alvéoles du plateau ; 8. Tor ; 9. Extension des erratiques volcaniques sur le plateau granitique, marquant l’EGM (Goër de Hervé et al., 1994) ; 10. EGM incertaine. Gs: Grandvals. Rt: Rieutort
1. River; 2. Summits; 3. Main interfluve on plateau area; 4 Miocene volcanism of Aubrac; 5. Granitic and metamorphic basement; 6. Scoured bedrock and ice flow direction; 7; Main depression on the plateau; 8. Tor; 9. Extension of erratic volcanic boulder on the plateau, associated to the MIE (Goër de Hervé et al., 1994); 10. Uncertain MIE. Gs : Grandvals. Rt : Rieutort.

18Des alvéoles granitiques de taille, de forme et d’orientation variables sont présents sur le plateau granitique d’Aubrac (fig. 6). Ces alvéoles présentent tous des fonds plus ou moins plats, sur lesquels est réalisée la majorité des observations géomorphologiques relatives à l’englacement. Ceci vaut particulièrement le long de la vallée du Bès (drain principal du plateau granitique) où une succession de cordons morainiques et de constructions proglaciaires a été identifiée. Nous présentons ici les résultats obtenus dans deux secteurs-clé le long de cette vallée (fig. 7-9) : l’alvéole de la Chaldette (fig. 7, 9) et l’alvéole de Rieutort (fig. 8-9).

4.2. L’alvéole de la Chaldette

19L’alvéole de la Chaldette est situé dans la vallée du Bès en amont des moraines les plus externes (fig. 7). Cet alvéole se développe du sud vers le nord sur environ 3 km de long. Sur les versants granitiques, des blocs erratiques volcaniques épars se mêlent à une couverture in situ d’arène et de blocs granitiques (chaos de boules). L’alvéole de la Chaldette se caractérise par un fond relativement plat dans lequel le talweg actuel est encaissé (fig. 7). Son profil transversal est marqué par une rupture de pente nette au contact entre les versants granitiques et le fond de l’alvéole, hormis pour le versant ouest où domine une topographie de raccordement irrégulière.

Fig. 7 – Croquis géomorphologique de l’alvéole de la Chaldette.
Fig. 7 – Geomorphological map of la Chaldette depression.

Fig. 7 – Croquis géomorphologique de l’alvéole de la Chaldette.Fig. 7 – Geomorphological map of la Chaldette depression.

1. Courbes de niveau (équidistance 10 m) ; 2. Cours d’eau ; 3. Versant granitique avec blocs erratiques volcaniques ; 4. Bas de versant à topographie irrégulière ; 5. Plancher d’alvéole ; 6. Ravin ; 7. Talus topographique ; 8. Replat perché (1 055 m a.s.l.) ; 9. Chaos de boules granitiques ; 10. Cône de déjection ; 11. Dépression humide ; 12. Terrasse alluviale à +15 m ; 13. Terrasse alluviale à +5 m ; 14. Plaine alluviale ; 15. Cordon morainique ; 16. Dépôt glaciaire indéterminé ; 17. Localisation du Profil A (fig. 9).
1. Elevation line (10 m); 2. River; 3. Granitic slope with erratic volcanic bloc; 4. Slope lower-part with irregular topography; 5. Depression floor; 6. Ravine; 7. Topographic talus; 8. Perched flat (1,055 m a.s.l.); 9. Granitic chaos; 10. Alluvial fan; 11. Humid hollow ; 12. Alluvial terrace +15 m ; 13. Alluvial terrace +5 m ; 14. Alluvial plain ; 15. Terminal moraine ; 16. Undetermined glacial deposit ; 17. Profil A localisation (fig. 9).

20Des dépôts glaciaires sont présents sur le fond de l’alvéole (fig. 7, 9). Au nord, à la partie aval de l’alvéole, l’ensemble de Longevialle montre les restes émoussés de deux cordons morainiques d’où émergent de nombreux blocs granitiques et volcaniques métriques à décimétriques. Leur hauteur est de 5 m maximum pour une longueur de 200 m et une largeur de 60 m maximum. Au sud (amont de l’alvéole), le cordon de Grandvals, qui forme une accumulation d’environ 7 m d’épaisseur, est divisé en deux parties par le Bès, encaissé d’une vingtaine de mètres en contrebas de la crête morainique. En rive droite, le cordon s’étend sur 400 m de long et 200 m de large. En rive gauche, le cordon ne s’étend que sur 70 m de long et sa forme est peu émoussée. Comme pour l’ensemble de Longevialle, une forte densité de blocs erratiques granitiques et volcaniques métriques à pluri-métriques est observée.

21En dehors de ces cordons morainiques, le fond de l’alvéole est nappé de formations superficielles indifférenciées (absence de coupe permettant une observation directe) d’une quinzaine de mètres d’épaisseur minimum. Le Bès s’encaisse d’environ 15 m dans ces formations, accompagné de deux générations de terrasses alluviales. La première (+15 m) ne se retrouve qu’en amont de Grandvals. La seconde (+5 m), emboitée dans la première, s’étend sur l’ensemble du cours du Bès en amont de la Chaldette. Enfin, la plaine alluviale actuelle à sub-actuelle, étroite, accompagne le cours du Bès.

4.3. L’alvéole de Rieutort

22L’alvéole de Rieutort est situé dans la vallée du Bès, au cœur de la zone de plateau englacée (fig. 6, 8-9). Cet alvéole présente une morphologie similaire à celui de la Chaldette. Il se développe sur environ 3 km de long, du sud vers le nord. Une coulée volcanique le domine à l’ouest. À l’ouest et au sud, le granite affleure directement sur les versants par suite du décapage glaciaire (morphologie en roches moutonnées). Au nord et à l’est, les versants sont couverts de dépôts morainiques et, ponctuellement, de chaos granitiques résiduels. Le plancher de l’alvéole de Rieutort, dans lequel le réseau hydrographique actuel est encaissé, présente plusieurs paliers. Le plus élevé (+20 m) subsiste au travers d’une série de replats et de buttes constitués de dépôts fluviatiles et morainiques. Le second (+8 m), au sud-ouest, se caractérise par la présence de formations superficielles indifférenciées. Il se raccorde, au sud, à des ravins qui entaillent les versants granitiques raclés. Comme pour l’alvéole de la Chaldette, le profil transversal de l’alvéole de Rieutort est marqué par une rupture de pente nette à la base des versants granitiques.

Fig. 8 – Croquis géomorphologique de l’alvéole de Rieutort.
Fig. 8 – Geomorphological map of Rieutort depression.

Fig. 8 – Croquis géomorphologique de l’alvéole de Rieutort.Fig. 8 – Geomorphological map of Rieutort depression.

1. Courbes de niveau (équidistance 10 m) ; 2. Cours d’eau ; 3. Coulée de lave miocène ; 4. Versants granitiques raclés ; 5. Versants granitiques avec blocs erratiques volcaniques ; 6. Plancher d’alvéole à +20 m ; 7. Plancher d’alvéole à +8 m ; 8. Ravin ; 9. Talus topographique ; 10. Chaos de boules granitiques ; 11. Cône de déjection ; 12. Terrasse alluviale à +5 m ; 13. Plaine alluviale ; 14. Cordon morainique ; 15. Dépôt glaciaire ; 16. Sablière en activité ; 17. Localisation de la coupe du Moulin de Sarrat (fig. 10) ; 18. Localisation du Profil B (fig. 6).
1. Altitude line (10 m); 2. River; 3. Miocene lava flow; 4. Granitic slope moulded by glacier erosion; 5. Granitic slope with erratic volcanic bloc; 6. Depression floor +20 m; 7. Depression floor +8 m; 8. Ravine; 9. Topographic talus; 10. Granitic chaos; 11. Alluvial fan; 11. Humid hollow; 12. Alluvial terrace +15 m; 12. Alluvial terrace +5 m; 13. Alluvial plain; 14. Terminal moraine; 15. Glacial deposit; 16. Sand quarry; 17. Moulin de Sarrat section (fig. 10); 18. Localisation of the profile B (fig. 6).

23Un dépôt glaciaire, entaillé par le Bès, est présent au sud de l’alvéole, à l’aval direct d’une section en gorge longue de près d’1 km (fig. 8-9). L’accumulation, d’une dizaine de mètres de hauteur, est constituée de moraine d’ablation et de dépôts fluvio-glaciaires ancrés dans les dépôts de la plaine alluviale. Sa morphologie se caractérise par une crête barrant l’axe de la vallée. Il s’agit d’un arc morainique (arc de Bouquincan), ne présentant que quelques blocs granitiques métriques émergeants et se raccordant vers l’aval au plancher à +8 m.

24Le Bès, encaissé en contrebas des planchers à +20 m et +8 m, longe le versant ouest de l’alvéole au sein d’une large plaine alluviale encadrée par un niveau de terrasse à +5 m.

Fig. 9 – Profils transversaux des alvéoles de la Chaldette (A) et de Rieutort (B) présentant le dispositif morpho-stratigraphique.
Fig. 9 – La Chaldette depression transversal profile and stratigraphic relations between landforms.

Fig. 9 – Profils transversaux des alvéoles de la Chaldette (A) et de Rieutort (B) présentant le dispositif morpho-stratigraphique.Fig. 9 – La Chaldette depression transversal profile and stratigraphic relations between landforms.

1. Limite stratigraphique ; 2. Granite ; 3. Matériel proglaciaire et glaciaire du plancher d’alvéole à +20 m ; 4. Matériel indéterminé formant les planchers d’alvéoles +15 m (Profil A) et +8 m (Profil B) ; 5. Cordon morainique ; 6. Terrasse alluviale à +15 m ; 7. Terrasse alluviale à +5 m ; 8 Alluvions indéterminées ; 9. Formation indéterminée.
1. Stratigraphic limit; 2. Granit; 3. Proglacial and glacial sediments of the depression floor +20 m; 4. Undetermined sediments of the depression floor +20 m (Profil A) and +8 m (Profil B); 5. Terminal moraine ; 6. Alluvial terrace +15 m ; 7. Alluvial terrace +5 m ; 8. Alluvial plain ; 9. Undetermined deposit.

4.4. La coupe du Moulin de Sarrat

25Une sablière ouverte dans l’alvéole de Rieutort au lieu-dit du « Moulin de Sarrat » permet l’observation des formations constituant le plancher de l’alvéole à +20 m (fig. 6, 8-10). Haute d’une dizaine de mètres, la coupe du Moulin de Sarrat révèle quatre membres principaux représentant quatre phases d’aggradation distinctes.

Fig. 10 – Coupe du Moulin de Sarrat : description litho-stratigraphique.
Fig. 10 – Litho-stratigraphic sequence of Moulin de Sarrat.

Fig. 10 – Coupe du Moulin de Sarrat : description litho-stratigraphique.Fig. 10 – Litho-stratigraphic sequence of Moulin de Sarrat.

A : Log litho-stratigraphique de la coupe du Moulin de Sarrat. 1. Limons brun et/ou formation organo-détritique fine ; 2. Limons ; 3. Sables ; 4. Graviers ; 5. Galets ; 6. Cailloux ; 7. Stratifications obliques ; 8. Stratification en lits successifs ; 9. Circonvolutions ; 10. Faillettes inverses ; B : Photographie de la coupe du Moulin de Sarrat avec identification des grandes phases d’aggradation.
A: Stratigraphic log of Moulin de Sarrat sequence. 1. Brown silt and/or fine organo-detritc formation; 2. Silt; 3. Sand; 4. Gravel; 5. Pebble; 6. Stones; 7. Cross-bedding stratification; 8. Bedding stratification; 9. Convolution ; 10. Fault ; B : Photography of Moulin de Sarrat sequence annoted with aggradations phases.

26Le contact avec le substrat n’est pas visible. La base de la coupe, de l’US 1 à l’US 11 (phase A), se développe sur 6 m d’épaisseur et présente une alternance d’unités stratifiées obliquement et d’unités stratifiées en lits subhorizontaux. Les unités à stratifications obliques en chenaux entrecroisées sont constituées d’un matériel grossier sableux à sablo-graveleux (cailloux et galets) peu émoussé. Les lits subhorizontaux sont constitués de sédiments fins alternativement limoneux et sableux plus ou moins homométriques. La particularité de la base de la coupe est la présence de figures de déformation marquées du sédiment, essentiellement compressives. Ce sont des figures de glaci-tectoniques (circonvolutions et « faillettes » centimétriques inverses et normales), qui affectent les unités sableuses et limoneuses. Les US 4 et 6, en particulier, sont fortement déformées par des injections depuis les unités inférieures, témoignant d’une forte déformation du dépôt postérieurement à sa mise en place. La phase A correspond à des dépôts fluvio-glaciaires.

27La phase B est formée par l’US 12, épaisse d’environ 1 m. Elle marque une rupture importante dans l’histoire de l’accumulation, soulignée par le net ravinement de l’US 11 sous-jacente. L’US 12 est formée de « paquets » d’un sédiment non-lavé très hétérométrique. Les plus gros blocs, environ 80 cm de grand axe, sont granitiques et accompagnés de blocs volcaniques émoussés portant des stries glaciaires. Ces éléments grossiers sont pris dans une matrice sablo-limoneuse, mélangeant éléments volcaniques et granitiques. Ces paquets diamictiques sont d’origine morainique. Une reprise partielle par l’eau de fusion est intervenue entre les paquets de moraine où des lentilles graveleuses mal lavées, issues du lessivage de la moraine, sont observées. Ces caractéristiques sont celles d’un till d’ablation (Benn et Evans, 2010).

28Au-dessus de l’US 12, l’ensemble formé par les US 13 à 17 (phase C) marque un retour à une sédimentation proglaciaire similaire à celle de la base de la coupe (phase A). Les unités stratifiées en lits subhorizontaux dominent et sont composées de limon, de sable fin à grossier et de graviers. Des déformations glaci-tectoniques (circonvolutions, « faillettes » de compression) affectent l’accumulation. Elles sont cependant moins importantes qu’à la base de la coupe (phase A).

29Enfin, la partie supérieure de la coupe (phase D), correspondant à l’US 18, est constituée de colluvions sablo-gravelo-limoneuses incorporant des cailloux et petits blocs volcaniques et granitiques. Ces derniers tendent à se concentrer vers la base de l’accumulation, y formant une ligne de cailloux et blocs emballés dans une matrice fine qui suggère une mise en place par des processus de solifluxion. Le sommet de l’accumulation est affecté par la pédogenèse.

4.5. Reconstruction du glacier

30L’épaisseur de glace sur le plateau est reconstruite en premier avec une valeur de contrainte de cisaillement basale de 50 kPa. Les valeurs de contrainte de cisaillement basale sont ensuite ajustées dans les vallées, à l’ouest et au sud du massif, pour que les épaisseurs de glace se rencontrent au niveau de l’interfluve qui les sépare (fig. 11A). Le résultat forme une calotte de glace dont l’épaisseur dépasse 300 m dans les dépressions du plateau. Au niveau de l’interfluve principal du massif, le glacier possède une épaisseur comprise entre 200 et 250 m. A partir du volume de glace, les ALÉG sont reconstruites pour l’ensemble du massif, selon les méthodes AAR et AABR (fig. 11B).

Fig. 11 – Modélisation 3D du glacier au DMG et reconstruction des ALÉG.
Fig. 11 – 3D glacier modelling and Equilibrium Line Altitude (ELA) estimation.

Fig. 11 – Modélisation 3D du glacier au DMG et reconstruction des ALÉG.Fig. 11 – 3D glacier modelling and Equilibrium Line Altitude (ELA) estimation.

A : Profil en long de la surface du glacier depuis la Boralde de St-Chély jusqu’à la vallée du Bès ; B : Reconstruction des ALÉG selon les méthodes de l’AAR et de l’AABR ; C : Modélisation 3-D de la surface du glacier.
A: Glacier surface longitudinal profile from St-Chély valley to Bès valley; B: ELA reconstruction using AAR and AABR methods; C: 3D glacier surface modelling.

31Les résultats obtenus montrent une épaisseur de glace plus importante que celles précédemment estimées entre environ 200 et 250 m (Poizat et Rousset, 1975) et donc une ALÉG plus élevée (fig. 11B-C). Compte tenu des différentes méthodes employées, notre première estimation de l’ALÉG avoisine les 1 300 m lors du DMG. Ce résultat constitue une approche préliminaire devant être approfondie compte tenu de son intérêt paléo-climatique. Cependant elle dépasse largement l’estimation proposée par Veyret (1978) d’environ 1 100 m et se rapproche de celle estimée par Kuhleman et al. (2008) à 1 300 m (± 150).

5. Relecture des fluctuations glaciaires à partir des héritages géomorphologiques conservés sur le plateau granitique

32Les observations géomorphologiques, sédimentologiques et litho-stratigraphiques présentées nous permettent de renforcer les interprétations des modes d’englacement et des dynamiques de retrait déjà proposées pour l’englacement des Monts d’Aubrac. L’association de trois extensions glaciaires marquées par des cordons morainiques (fig. 12) et de trois phases d’aggradation proglaciaire enregistrées dans les alvéoles (fig. 9, 13), nous permet aujourd’hui de proposer une lecture spatialisée plus fine des dynamiques d’englacement correspondant aux différentes extensions glaciaires repérées.

Fig. 12 – Extensions des stades d’englacement des Monts d’Aubrac.
Fig. 12 – Extension of glacial stages in Aubrac’s Mounts.

Fig. 12 – Extensions des stades d’englacement des Monts d’Aubrac.Fig. 12 – Extension of glacial stages in Aubrac’s Mounts.

1. Cours d’eau ; 2. Volcanisme miocène d’Aubrac ; 3. Socle cristallin et métamorphique ; 4. EGM ; 5. Cordon morainique de l’EGM ; 6. Cordon morainique de la récurrence ; 7. Cordon morainique de Bouquincan ; 8. Alvéole ; 9. Alvéole avec un remplissage par des sédiments issus de la récurrence (sandur, lac proglaciaire) ; 10. Interfluve du massif ; 11. Glacier de vallée ; 12. Glacier de plateau. Gs : Grandvals. Rt : Rieutort. St-C : Saint-Chély.
1. River ; 2. Miocene volcanism ; 3 Granitic or metamorphic basement ; 4. Maximum Ice Extent (MIE) ; 5. MIE terminal moraine ; 6. Recurrence terminal moraine; 7. Bouquincan terminal moraine; 8. Depression; 9. Depression infilled with sediment associated to the recurrence (sandur, proglacial lake); 10. Mountain summit; 11. Valley glacier ; 12. Plateau icefield. Gs : Grandvals. Rt : Rieutort. St-C : Saint-Chély.

5.1. L’EGM et son retrait

33Les cordons morainiques de l’EGM forment la ceinture externe du plateau. Ils sont proches de l’extension glaciaire proposée par Goër de Hervé et al. (1994) sur la base de la dispersion des blocs erratiques (fig. 12-13). À l’amont du plateau, au niveau du contact entre hautes terres volcanisées et socle cristallin, la dynamique des glaces correspond à celle d’un glacier de plateau (ou glacier de fjell), raclant son lit rocheux et le nettoyant de sa couverture de formations superficielles. En témoigne la grande extension des surfaces granitiques raclées (fig. 6), modelées en knobs and bassins. Ce paysage résulte de l’action de processus de quarrying et de regel des eaux de fusion à la base du glacier. Les flux de glace, d’abord drainés par les vallées peu profondes des hautes-terres volcaniques, s’étalent ensuite sur le plateau granitique où aucun interfluve important ne les contraint. Vers l’aval, le glacier perd rapidement sa capacité érosive. En témoignent l'évolution des formes d'érosion sous-glaciaire, de roches moutonnées vers tors décoiffés (André, 2001), ainsi que le maintien de l'arène granitique et les blocs associés vers les marges (fig. 7-9). Ces caractères dynamiques sont le résultat de la combinaison de conditions glaciologiques et surtout topographiques. Tout d’abord, les vitesses d’écoulement du glacier, et ainsi l’efficacité érosive, sont réduites par les séries de contre-pentes franchies par le glacier vers l’aval. Ensuite, la topographie contraint les conditions thermiques à la base du glacier, participant aussi à l’éventail des morphologies rencontrées. Un glacier tempéré, dont la température à la base peut dépasser le point de fusion de la glace, favorise les modelés en knobs and bassins au niveau des vallées, là où les flux de glaces se concentrent, et retouche peu les grands interfluves et les marges (Hambrey et Glasser, 2012 ; Kleman et Glasser, 2007).. Dans ce contexte, le surcreusement des alvéoles par l’action du glacier semble marginal et lié à un ensemble de paramètres, au premier rang desquels l’évolution pré-glaciaire (degré d’évolution de l’alvéole et de préparation du matériel) qui conditionne la topographie et l’intensité de l’érosion glaciaire.

34Ce contexte topographique a pu favoriser la stagnation du glacier lors de son retrait (Small, 1995). D'autant que les évolutions climatiques, même de faible amplitude, provoquent des réajustements forts et rapides des glaciers de plateau (Rea et Evans, 2003). Durant cette période, les alvéoles ont été des secteurs de stockage privilégiés de la grande quantité de matériel libérée lors de la fusion de la glace, menant à la première phase d’aggradation qui a largement ennoyé les alvéoles de la Chaldette et de Rieutort, en arrière des cordons morainiques de l’EGM (fig. 12-13). En plus de ce remplissage sédimentaire important, des kames et des lacs d’obturation sont identifiés sur le plateau (Poizat, 1973 ; Veyret, 1978 ; Goër de Hervé et al., 1994). Ces formes construites et ces dépôts sont associés à la fonte sur place du glacier de plateau avec dislocation probable de la masse de glace dans les petites vallées et les alvéoles (Rea et Evans, 2003 ; Livingstone et al., 2010 ; Bickerdike et al., 2018).

5.2. La récurrence et son retrait

35Les dépôts proglaciaires qui ennoient les alvéoles en lien avec le retrait post-EGM ont subi de fortes déformations glaci-tectoniques compressives que nous mettons en relation avec une ré-avancée des glaces (fig. 10, 12). Ils sont largement recoupés par un till d’ablation qui témoigne d’une avancée et d’un retrait glaciaire. La phase d’avancée conduit à la déformation des sédiments stockés et au déblaiement partiel de l’alvéole par érosion sous-glaciaire. Son retrait est à l’origine d’un dépôt de till d’ablation (fig. 9-11, 13). Plusieurs alvéoles, tous situés en amont des cordons morainiques que nous associons à la récurrence (fig. 12), présentent ce type de séquence (Poizat, 1973 ; Veyret, 1978). L’extension de la récurrence, telle que nous la proposons, est contrainte par les contre-pentes importantes présentes en rive droite du Bès à l’aval de Rieutort. La nouvelle phase d’aggradation qui surmonte le till d’ablation (fig. 10) débute dès le retrait de la récurrence et est associée à la mise en place de nouveaux épandages proglaciaires qui se superposent à ceux du retrait post-EGM. Le fond de l’alvéole se comble alors jusqu’au niveau du plancher à +20 m (fig. 9-10, 13).

36Des déformations glaci-tectoniques post-dépôt affectent ce second sandur. Dans d’autres alvéoles du plateau, de telles figures de déformation sont associées à la fonte de culots de glace et à la déstabilisation consécutive des sédiments fluvio-glaciaires (Poizat, 1973). Ici, la dynamique compressive semble invalider cette hypothèse. Il est aussi courant que les avancées glaciaires déforment les sédiments proglaciaires (fins et peu compacts) jusqu’à une distance de plusieurs centaines de mètres en aval du front du glacier (Bennett, 2001). La présence d’un front glaciaire (arc morainique de Bouquincan) à 2 km en amont permet d’envisager ici un tel mécanisme.

5.3. Le stade de Bouquincan et le désenglacement

37L’arc morainique de Bouquincan et le plancher à +8 m auquel il se raccorde (fig. 8-9, 12-13) matérialisent un front glaciaire encaissé dans les épisodes d’aggradation précédents (aggradations post-EGM et post-récurrence). Si la taille de l’arc morainique ne peut être corrélée à la durée de stagnation du front, sa morphologie et ses caractéristiques sédimentologiques permettent cependant de préciser les dynamiques glaciaires initiant sa mise en place (Benn et Evans, 2010). Ici, l’arc morainique de Bouquincan est épais (environ 9 m), large et irrégulier (fig. 8-9). Il est constitué de till, observé à l’affleurement sur les pentes amont, dont les blocs pluri-métriques, courants dans les autres cordons morainiques du plateau, sont rares. Un affleurement sur ses pentes aval montre des sédiments fins et lités, affectés de déformations glaci-tectoniques. Ils sont incorporés à la forme construite, renforçant le caractère marginal de cet arc morainique. Les sédiments qui le constituent semblent indiquer une érosion et un prélèvement dominant aux dépens des épandages fluvio-glaciaires, qui ont joué le rôle de source sédimentaire. Ces caractéristiques impliquent une dynamique glaciaire différente de celles prévalant lors de l’EGM et de la récurrence. Elles témoigneraient d’une dynamique de poussée, localisée dans les talwegs du plateau où les sédiments proglaciaires sont stockés.

38Enfin, la topographie actuelle de l’alvéole est le résultat de l’encaissement du réseau hydrographique dans les formations glaciaires et proglaciaires associées au stade de Bouquincan.

Fig. 13 – L’évolution de l’alvéole de Rieutort en relation avec les fluctuations glaciaires.
Fig. 13 – Schematic steps of the Rieutort depression filling up.

Fig. 13 – L’évolution de l’alvéole de Rieutort en relation avec les fluctuations glaciaires.Fig. 13 – Schematic steps of the Rieutort depression filling up.

1. Glacier et direction d’écoulement ; 2. Relation stratigraphique supposée ; 3. Granite en place ; 4. Sandur ancien ; 5. US 12 (till d’ablation) ; 6. Sandur moyen ; 7. Arc morainique de Bouquincan ; 8. Sandur du stade de Bouquincan ; 9. Terrasse alluviale à +5 m ; 10. Plaine alluviale
1. Glacier and ice flux direction ; 2. Stratigraphic limit ; 3. Granit ; 4. Old sandur; 5. US 12 (ablation till); 6. Middle sandur; 7. Bouquincan terminal moraine; 8. Sandur from Bouquincan Stage ; 9. Alluvial Terrace +5 m ; 10. Alluvial plain.

5.4. Un cadre chronologique relatif renforcé par de nouvelles données paléo-environnementales

39Les fluctuations glaciaires en Aubrac ont probablement été nombreuses avec des variations de volume de glace très importantes au cours du dernier cycle glaciaire. En considérant que l’ALÉG reconstruite en Aubrac (fig. 11) est proche de l’altitude du sommet du massif et de la calotte, le paléo-glacier était très sensible à l’évolution de l’ALÉG et donc aux améliorations climatiques (Manley, 1955 ; Rea et al., 1999). Dans ce contexte, l’EGM, la récurrence et le stade de Bouquincan sont associés à des périodes climatiques particulièrement favorables à l’englacement.

40En Aubrac, seule les relations morpho-stratigraphiques et des données paléo-environnementales locales, permettent de proposer un cadre chronologique relatif large des fluctuations glaciaires reconnues. La datation 14C entre 17,7 et 16,6 ka cal BP (Gandouin et al., 2016 ; Ponel et al., 2016  ; De Beaulieu et al., 1985) de sédiments argileux lités situés dans l’enceinte englacée lors de l’EGM et à l’aval de l’extension de la récurrence, au site des Roustières (fig. 12), fournit un jalon indirect pour estimer le retrait des glaces. L’étude multi-proxy associée à ce dépôt témoigne de dynamiques périglaciaires intenses et d’un englacement du massif lors de la péjoration du Dryas ancien. Sur la base de ces données, la récurrence ou le stade de Bouquincan peuvent être tous deux contemporains du Dryas ancien.

41D’après les chronologies établies sur les massifs englacés voisins (Alpes et Pyrénées), le début de la déglaciation semble s’enclencher autour de 20 ka BP et s’interrompt au cours du Dryas ancien puis du Dryas récent (Cossart et al., 2011 ; Delmas et al., 2011, 2008 ; Ivy-Ochs et al., 2008). Par comparaison, l’englacement au cours du Dryas récent dans les Alpes et les Pyrénées est cantonné aux hautes vallées et aux cirques, indiquant une remontée de l’ALÉG importante après le DMG. En considérant que le glacier de plateau d’Aubrac ne peut supporter une élévation importante de l’ALÉG, les conditions climatiques du Dryas récent semblent probablement insuffissante pour soutenir son englacement. D’autant que cette période est sensiblement moins froide (de 2 à 3°C) que le Dryas ancien sur le plateau, même si des dynamiques périglaciaires sont identifiées (Gandouin et al., 2016 ; Ponel et al., 2016). L’hypothèse d’un désenglacement précoce du massif dès la fin du Dryas ancien est favorisée, avec le stade de Bouquincan comme dernier épisode glaciaire identifié.

42Cependant, nos observations ne nous permettent pas de corréler précisément les stades glaciaires d’Aubrac à la chronologie de la déglaciation pyrénéenne et alpine. Le recours à la datation numérique des formations reconnues dans ce travail apparaît donc à ce stade de nos recherches comme un objectif prioritaire pour contraindre le désenglacement du massif mais aussi l’âge de l’EGM. L’âge - principalement fourni à l’aide des NCT - des fluctuations glaciaires permet de mettre en évidence les influences climatiques régionales (Gillespie et Molnar, 1995 ; Luetscher et al., 2015). Les englacements de moyenne montagne du Massif central, entre circulation atmosphérique d’ouest et influences méditerranéennes, sont très sensibles aux évolutions climatiques d’Europe de l’ouest et ont le potentiel de préciser les modalités climatiques lors du DMG.

6. Perspectives

43Notre étude géomorphologique des Monts d’Aubrac a mis en évidence trois stades d’englacement distincts associés à trois générations de cordons morainiques. Il s’agit de l’EGM, d’une récurrence importante et d’un stade intermédiaire entre la récurrence et le désenglacement complet du massif. Associés aux marges de ces trois stades d’englacement, de grands épandages proglaciaires, responsables du colmatage des alvéoles du plateau, sont identifiés et renferment des accumulations précisant notre connaissance des fluctuations de l’englacement. Sur la base de nos observations et des données paléo-environnementales relatives au plateau de l’Aubrac, nous proposons un désenglacement complet du massif à la suite du Dryas ancien.

44Les cordons morainiques présentés dans cet article contiennent des blocs granitiques émergeants à même de faire l’objet d’une campagne de datation par NCT (10Be et 26Al). La production de ces premiers jalons chronologiques numériques pour le massif de l’Aubrac permettra de contraindre la chronologie des fluctuations glaciaires. Les formations proglaciaires identifiées, riches en sables fluvio-glaciaires bien triés, fourniront des jalons chronologiques complémentaires par le biais de datations OSL.

* Auteur correspondant : Tel : +33 (0)4 73 34 68 18
arthur.ancrenaz@uca.fr (A. Ancrenaz)

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Annexe

Abridged English version

We present new geomorphological observations of the glacial history on the Aubrac’s eastern flank (Massif Central, France) during the Upper Pleistocene (fig. 1). The objectives of this work were to identify the main glacial stages and especially their spatial extent and relative chronology. During the upper Pleistocene, small independent icecaps and icefields occupied the main mountainous areas of the Massif Central. Most glacial landforms and deposits identified in the region have been associated with the last glacial cycle. Correlations made between terminal moraine groups identified on distant massifs resulted in the conclusion that the Maximum Ice Extent (MIE) occurred during MIS 2. Following these early hypotheses, it was thought that complete deglaciation occurred, at the latest, after the youngest Dryas cold event (Etlicher and Goër de Hervé, 1988). This hypothesis remains under discussion and the relative chronology of glacial advances and retreats needs to be ascertained (fig. 2). New geomorphological field investigations are essential to define the extent and chronology of the final glaciation in the Massif Central (fig. 3). In this context, the Aubrac, and especially its eastern plateau, is of special interest (fig. 4). There, a small ice sheet developed on the low Aubrac summit. Gentle slopes drove an ice flow eastward forming a plateau icefield. To the west, steep and deep valleys provided drainage outlets for the valley glaciers (Poizat and Rousset, 1975). Most glacial sediments and landforms on which we focussed our geomorphological survey are conserved on the eastern plateau. The field survey identified significant landforms for individual glacial examples targeting particularly, terminal moraines and proglacial deposits. Field work was supported by remote sensing using high resolution aerial photographs and a Digital Elevation Model (DEM). In a first approximation, the Equilibrium Line Altitude (ELA) was reconstructed using 3-D glacier modelling (fig. 5) (Pellitero et al., 2016, 2015). The principal field geomorphological observations allowed us to identify plateau depressions as sites holding records of glacial depositions (fig. 6). Two depressions were of special interest : the Chaldette (fig. 7) and Rieutort depressions (fig. 8), both situated in the glaciated area. Stratigraphic observations showed that important aggradation periods were responsible for thick accumulations of mainly proglacial sediments (fig. 9). In the Rieutort depression, an 8-meter-deep section showed that the aggradation period was neither unique nor continuous (fig. 10). A first aggradation period, marked by glacio-tectonic structures, was truncated by a till deposit associated with a glacial advance. A second aggradation period followed during which brittle glacio-tectonic deformations occurred. Further glaciation produced terminal moraines that were identified on the plateau. They consist of discontinuous ridges hundreds of meters long, tens of meters wide and a few meters high. In them are strong concentrations of large boulders derived from granitic saprolite. Two groups of moraines can be identified : MIE terminal moraines and Grandvals terminal moraines. Close to the heart of the massif in the Rieutort depression, a terminal moraine occurs made from proglacial deposits from the second aggradation period. A section shows that deformed glaci-fluvial sediments were integrated into this landform which is associated with uplift dynamics. Based on the maximal extension of the glacier, a 3-D model was used to reconstruct glacier thickness. Results showed that at its maximum, the glacier was around 300 m thick. From this reconstruction, the ELA is estimated to have been between 1,250 and 1,360 m a.s.l. (AAR method) and 1,331 (± 10) m a.s.l (AABR method) (fig. 11). During maximum glacier extent, the ELA is close to the mean altitude of the plateau. This indicates that the plateau icefield is significantly sensitive to evolutionary climatic conditions (Rea and Evans, 2003). From our geomorphological observations, we suggest that three glacial events can be identified : firstly, the MIE on the eastern plateau corresponds to an icefield, the ice mass being drained northward by the Bès Valley. Subglacial erosion is weak near the glacier margins. A retreat post-MIE was rapid and characterised by ice stagnation, favouring depression infill. A glacial re-advancement having similar dynamics to that during the MIE affected a major area of the plateau (fig. 12-13). The maximum extent of this advance is associated with the Grandvals terminal moraines. The Grandvals Stage is followed by an important retreat, similar to the post-MIE retreat. Finally, a last glacial stage associated with a topographically constrained outlet glacier is identified as the Bouquincan Stage with a terminal moraine situated in the Rieutort depression. From a palaeoenvironmental study of proglacial lake infilling and glacial conditions prevailing during the Oldest Dryas (Gandouin et al., 2016 ; Ponel et al., 2016), we estimate that the Bouquincan Stage is coeval with the Oldest Dryas or older. Neighbouring glaciated areas in Western Europe experienced a similar pattern of deglaciation. In the Alps and Pyrenes, deglaciation began around 20 Kya, when Alpine and Pyrenean forelands were abandoned (Delmas et al., 2011 ; Ivy-Ochs et al., 2008). A similar deglaciation scheme can be hypothesized for the Aubrac. Here, glaciation advanced and retreated during the last glacial cycle following climatic oscillations. Only the principal glacial advances and retreats were observed in our geomorphological investigations. To better define the chronology of these events in the Aubrac, numerical dating on glaci-genic sediments is necessary. Such future study has the potential to clarify the history of glacial fluctuations in the Massif Central, demonstrating synchronicity with the climatic evolution of western Europe.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte géologique simplifiée des Monts d’Aubrac et extension maximale de l’englacement.Fig. 1 – Simplified geological map of Aubrac’s Mounts and maximum glacial extent.
Légende 1. Ville ; 2. Sommet ; 3. Cours d’eau ; 4. Extension maximum de l’englacement (Poizat et Rousset, 1974 ; Goër de Hervé, 1994) ; 5. Volcanisme miocène d’Aubrac ; 6. Volcanisme miocène du Cantal ; 7. Couverture sédimentaire tertiaire ; 8. Socle métamorphique ; 9. Socle granitique.1. City ; 2. Summit ; 3. River ; 4. Maximum Ice Extent (MIE) ; 5. Aubrac’s miocene volcanism ; 6. Cantal’s miocene volcanism ; 7. Tertiary sediments ; 8. Metamorphic basement ; 9. Granitic basement.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 404k
Titre Fig. 2 – Tableau chronologique synthétique des fluctuations glaciaires des principaux englacements du Massif central (modifié d’après Defive et al., 2019).Fig. 2 – Chronological table of glacial fluctuations on Massif central main glacierized areas (modified from Defive et al., 2019).
Légende 1. Périodes froides favorisant les avancées glaciaires (DMG : Dernier Maximum Glaciaire, D I : Dryas ancien, D III : Dryas récent) ; 2. Moraines externes ; 3. Moraines internes ; 4. Moraines des cirques ; 5. Désenglacement complet ; 6. Altitude de la Ligne d’Équilibre Glaciaire (ALÉG) selon Veyret (1978).1. Cold period favoring glacial advance (DMG: Last Glacial Maximum, D I: Dryas ancien, D III: Dryas récent); 2. External moraines ; 3. Internal moraines ; 4. Cirque glaciers ; 5. Deglaciation ; 6. Equilibrium Line Altitude according to Veyret (1978).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 1,4M
Titre Fig. 3 – Typologie et critères associés pour la dénomination d’une forme et sources de son identification.Fig. 3 – Typology and criteria used for landform designation and identification sources.
Légende A : Photographie d’un tor sur le terrain ; B : Exemple d’identification par photo-interprétation d’un cordon morainique sur la base de la topographie (courbe de niveaux d’équidistance 1 m) ; C : Exemple de repérage de placage morainique par photo-interprétation.A: Tor photography on field; B: Identification from remote sensing of a terminal moraine; C: Example of detection of till deposit by remote sensing.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 1,3M
Titre Fig. 4 – Exemples de modelés et de formations glaciaires et proglaciaires d’Aubrac.Fig. 4 – Example of erosional landforms and glacial or proglacial deposits in the Aubrac.
Légende A : Tor décoiffé avec dispersion des boules de granite dans le sens de l’écoulement de la glace, près des Levades ; B : Surfaces granitiques raclées au Clapas de la Tioule ; C : Sandur avec lits de sables fins et de limons déformés et blocs glaciels, alvéole de Rieutort ; D : Talus deltaïque d’un lac proglaciaire, alvéole de Rieutort ; E : Placage morainique riche en boules granitiques ; F : Cordon morainique de Rieulet.A: Tor glacially destabillized, near Levades; B: Scoured granitic bedrock at Clapas de la Tioule; C: Sandur with deformed beds of fine sands and silts and drop stones, Rieutort depression; D: Deltaic talus of a proglaciail lake, Rieutort depression; E: Till mantle rich in granitic boulders; F: Terminal moraine of Rieulet.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 9,9M
Titre Fig. 5 – Schéma de la reconstruction 3D du glacier un utilisant la méthode des profils de surface d’équilibre.Fig. 5 – Diagram of the glacier 3D reconstruction from steady-state surface profils.
Légende A : Paramètres du modèle (τ : contrainte de cisaillement basale, ρ : densité de la glace, g : accélération de la gravité) ; B : Localisation des profils théoriques de surface (en blanc : l’extension du glacier au DMG, tiretés : profils théoriques de surface, trait noir épais : interfluve du massif).A: Model parameters (τ: basal shear stress, ρ: ice density, g: acceleration of gravity); B: Theoretical surface profile localisation (white: glacier extension during LGM, dotted line: theoretical surface profile, black line: mountain summit).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 412k
Titre Fig. 6 – Carte de localisation des surfaces granitiques raclées et des principaux flux de glace associés sur le plateau d’Aubrac.Fig. 6 – Localisation map of granitic surfaces glacially eroded and main glacier ice flux.
Légende 1. Réseau hydrographique ; 2. Sommet ; 3. Interfluve majeur du plateau ; 4. Volcanisme miocène d’Aubrac ; 5. Socle cristallin et métamorphique ; 6. Surface raclée par les glaces et direction des flux associées ; 7. Principales alvéoles du plateau ; 8. Tor ; 9. Extension des erratiques volcaniques sur le plateau granitique, marquant l’EGM (Goër de Hervé et al., 1994) ; 10. EGM incertaine. Gs: Grandvals. Rt: Rieutort1. River; 2. Summits; 3. Main interfluve on plateau area; 4 Miocene volcanism of Aubrac; 5. Granitic and metamorphic basement; 6. Scoured bedrock and ice flow direction; 7; Main depression on the plateau; 8. Tor; 9. Extension of erratic volcanic boulder on the plateau, associated to the MIE (Goër de Hervé et al., 1994); 10. Uncertain MIE. Gs : Grandvals. Rt : Rieutort.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 848k
Titre Fig. 7 – Croquis géomorphologique de l’alvéole de la Chaldette.Fig. 7 – Geomorphological map of la Chaldette depression.
Légende 1. Courbes de niveau (équidistance 10 m) ; 2. Cours d’eau ; 3. Versant granitique avec blocs erratiques volcaniques ; 4. Bas de versant à topographie irrégulière ; 5. Plancher d’alvéole ; 6. Ravin ; 7. Talus topographique ; 8. Replat perché (1 055 m a.s.l.) ; 9. Chaos de boules granitiques ; 10. Cône de déjection ; 11. Dépression humide ; 12. Terrasse alluviale à +15 m ; 13. Terrasse alluviale à +5 m ; 14. Plaine alluviale ; 15. Cordon morainique ; 16. Dépôt glaciaire indéterminé ; 17. Localisation du Profil A (fig. 9).1. Elevation line (10 m); 2. River; 3. Granitic slope with erratic volcanic bloc; 4. Slope lower-part with irregular topography; 5. Depression floor; 6. Ravine; 7. Topographic talus; 8. Perched flat (1,055 m a.s.l.); 9. Granitic chaos; 10. Alluvial fan; 11. Humid hollow ; 12. Alluvial terrace +15 m ; 13. Alluvial terrace +5 m ; 14. Alluvial plain ; 15. Terminal moraine ; 16. Undetermined glacial deposit ; 17. Profil A localisation (fig. 9).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 4,7M
Titre Fig. 8 – Croquis géomorphologique de l’alvéole de Rieutort.Fig. 8 – Geomorphological map of Rieutort depression.
Légende 1. Courbes de niveau (équidistance 10 m) ; 2. Cours d’eau ; 3. Coulée de lave miocène ; 4. Versants granitiques raclés ; 5. Versants granitiques avec blocs erratiques volcaniques ; 6. Plancher d’alvéole à +20 m ; 7. Plancher d’alvéole à +8 m ; 8. Ravin ; 9. Talus topographique ; 10. Chaos de boules granitiques ; 11. Cône de déjection ; 12. Terrasse alluviale à +5 m ; 13. Plaine alluviale ; 14. Cordon morainique ; 15. Dépôt glaciaire ; 16. Sablière en activité ; 17. Localisation de la coupe du Moulin de Sarrat (fig. 10) ; 18. Localisation du Profil B (fig. 6).1. Altitude line (10 m); 2. River; 3. Miocene lava flow; 4. Granitic slope moulded by glacier erosion; 5. Granitic slope with erratic volcanic bloc; 6. Depression floor +20 m; 7. Depression floor +8 m; 8. Ravine; 9. Topographic talus; 10. Granitic chaos; 11. Alluvial fan; 11. Humid hollow; 12. Alluvial terrace +15 m; 12. Alluvial terrace +5 m; 13. Alluvial plain; 14. Terminal moraine; 15. Glacial deposit; 16. Sand quarry; 17. Moulin de Sarrat section (fig. 10); 18. Localisation of the profile B (fig. 6).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 2,4M
Titre Fig. 9 – Profils transversaux des alvéoles de la Chaldette (A) et de Rieutort (B) présentant le dispositif morpho-stratigraphique.Fig. 9 – La Chaldette depression transversal profile and stratigraphic relations between landforms.
Légende 1. Limite stratigraphique ; 2. Granite ; 3. Matériel proglaciaire et glaciaire du plancher d’alvéole à +20 m ; 4. Matériel indéterminé formant les planchers d’alvéoles +15 m (Profil A) et +8 m (Profil B) ; 5. Cordon morainique ; 6. Terrasse alluviale à +15 m ; 7. Terrasse alluviale à +5 m ; 8 Alluvions indéterminées ; 9. Formation indéterminée.1. Stratigraphic limit; 2. Granit; 3. Proglacial and glacial sediments of the depression floor +20 m; 4. Undetermined sediments of the depression floor +20 m (Profil A) and +8 m (Profil B); 5. Terminal moraine ; 6. Alluvial terrace +15 m ; 7. Alluvial terrace +5 m ; 8. Alluvial plain ; 9. Undetermined deposit.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-9.jpg
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Titre Fig. 10 – Coupe du Moulin de Sarrat : description litho-stratigraphique.Fig. 10 – Litho-stratigraphic sequence of Moulin de Sarrat.
Légende A : Log litho-stratigraphique de la coupe du Moulin de Sarrat. 1. Limons brun et/ou formation organo-détritique fine ; 2. Limons ; 3. Sables ; 4. Graviers ; 5. Galets ; 6. Cailloux ; 7. Stratifications obliques ; 8. Stratification en lits successifs ; 9. Circonvolutions ; 10. Faillettes inverses ; B : Photographie de la coupe du Moulin de Sarrat avec identification des grandes phases d’aggradation.A: Stratigraphic log of Moulin de Sarrat sequence. 1. Brown silt and/or fine organo-detritc formation; 2. Silt; 3. Sand; 4. Gravel; 5. Pebble; 6. Stones; 7. Cross-bedding stratification; 8. Bedding stratification; 9. Convolution ; 10. Fault ; B : Photography of Moulin de Sarrat sequence annoted with aggradations phases.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-10.jpg
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Titre Fig. 11 – Modélisation 3D du glacier au DMG et reconstruction des ALÉG.Fig. 11 – 3D glacier modelling and Equilibrium Line Altitude (ELA) estimation.
Légende A : Profil en long de la surface du glacier depuis la Boralde de St-Chély jusqu’à la vallée du Bès ; B : Reconstruction des ALÉG selon les méthodes de l’AAR et de l’AABR ; C : Modélisation 3-D de la surface du glacier.A: Glacier surface longitudinal profile from St-Chély valley to Bès valley; B: ELA reconstruction using AAR and AABR methods; C: 3D glacier surface modelling.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-11.jpg
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Titre Fig. 12 – Extensions des stades d’englacement des Monts d’Aubrac.Fig. 12 – Extension of glacial stages in Aubrac’s Mounts.
Légende 1. Cours d’eau ; 2. Volcanisme miocène d’Aubrac ; 3. Socle cristallin et métamorphique ; 4. EGM ; 5. Cordon morainique de l’EGM ; 6. Cordon morainique de la récurrence ; 7. Cordon morainique de Bouquincan ; 8. Alvéole ; 9. Alvéole avec un remplissage par des sédiments issus de la récurrence (sandur, lac proglaciaire) ; 10. Interfluve du massif ; 11. Glacier de vallée ; 12. Glacier de plateau. Gs : Grandvals. Rt : Rieutort. St-C : Saint-Chély.1. River ; 2. Miocene volcanism ; 3 Granitic or metamorphic basement ; 4. Maximum Ice Extent (MIE) ; 5. MIE terminal moraine ; 6. Recurrence terminal moraine; 7. Bouquincan terminal moraine; 8. Depression; 9. Depression infilled with sediment associated to the recurrence (sandur, proglacial lake); 10. Mountain summit; 11. Valley glacier ; 12. Plateau icefield. Gs : Grandvals. Rt : Rieutort. St-C : Saint-Chély.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-12.jpg
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Titre Fig. 13 – L’évolution de l’alvéole de Rieutort en relation avec les fluctuations glaciaires.Fig. 13 – Schematic steps of the Rieutort depression filling up.
Légende 1. Glacier et direction d’écoulement ; 2. Relation stratigraphique supposée ; 3. Granite en place ; 4. Sandur ancien ; 5. US 12 (till d’ablation) ; 6. Sandur moyen ; 7. Arc morainique de Bouquincan ; 8. Sandur du stade de Bouquincan ; 9. Terrasse alluviale à +5 m ; 10. Plaine alluviale1. Glacier and ice flux direction ; 2. Stratigraphic limit ; 3. Granit ; 4. Old sandur; 5. US 12 (ablation till); 6. Middle sandur; 7. Bouquincan terminal moraine; 8. Sandur from Bouquincan Stage ; 9. Alluvial Terrace +5 m ; 10. Alluvial plain.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/14516/img-13.jpg
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Pour citer cet article

Référence électronique

Arthur Ancrenaz, Emmanuelle Defive et Alexandre Poiraud, « Fluctuations glaciaires au Pléistocène supérieur dans les Monts d’Aubrac (Massif central, France) : nouvelles données », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], 2 | 2020, mis en ligne le 25 mai 2020, consulté le 16 juillet 2020. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/14516 ; DOI : https://doi.org/10.4000/geomorphologie.14516

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Auteurs

Arthur Ancrenaz

Université Clermont-Auvergne, CNRS, Université de Limoges, GEOLAB – F-63000 Clermont-Ferrand, France

Emmanuelle Defive

Université Clermont-Auvergne, CNRS, Université de Limoges, GEOLAB – F-63000 Clermont-Ferrand, France

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Alexandre Poiraud

Université Clermont-Auvergne, CNRS, Université de Limoges, GEOLAB – F-63000 Clermont-Ferrand, France

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