I - INTRODUCTION

1Bien que la définition géométrique d'un cirque glaciaire ait fait l'objet de nombreux débats, on ne peut que souscrire à celle proposée par I.S. EVANS et N. COX (1974) : "a hollow, open downstream but bounded upstream by the crest of a steep slope ('headwall') which is arcuate in plan around a more gently-sloping floor. It is glacial if the floor has been affected by glacial erosion, while part of the backwall has developed subaerially". Dans les massifs anciens qui ont connu l'englacement au cours du Pléistocène, les nombreux cirques hérités des périodes froides sont conformes à cette définition dans leur géométrie. Ils sont toutefois incisés dans des versants moins hauts et moins raides que leurs homologues alpins et leur recoupement a rarement fait apparaître des sommets de forme pyramidale, si fréquents dans la haute montagne alpine. P. BIROT (1981) distinguait ainsi "les cirques qui mordent dans des versants émoussés" et "les cirques alpins dont les parois raides se recoupent". Dans les deux cas, la hauteur de la paroi du cirque permet d'estimer la morsure glaciaire. La mesure ou l'estimation de la vitesse de l'érosion glaciaire est en effet une question délicate et controversée. Une comparaison morphométrique et statistique des cirques "alpins" et des cirques de massifs anciens fera l'objet d'une publication ultérieure. Le but de cet article est, à partir de l'étude morphométrique d'un échantillon de trente cirques situés dans les massifs anciens européens (Forêt Noire, Sud-Ouest de l'Irlande et Pays de Galles, Fig. 1), une réflexion sur la vitesse d'approfondissement des cirques des massifs anciens européens rapportée à la durée de l'ensemble des séquences froides.

2

II - L'ÉCHANTILLON STATISTIQUE : 30 CIRQUES PRIS DANS TROIS SECTEURS-TESTS, LA FORÊT NOIRE MÉRIDIONALE, LE SUD-OUEST DE L'IRLANDE ET LE PAYS DE GALLES

3Les secteurs-tests retenus pour cette étude ont été choisis dans trois massifs anciens européens qui ont connu une importante morsure glaciaire au Pléistocène, situés dans des contextes géologiques et géomorphologiques variés et qui ont fait l'objet d'une étude géomorphologique sur le terrain. Le Sud-Ouest de l'Irlande, situé sur la marge passive Atlantique, compte avec le massif des Macgillycuddy's Reeks (1041 m) parmi les montagnes les plus vigoureusement soulevées par les contraintes post-orogéniques de la chaîne hercynienne. De nombreux et profonds cirques glaciaires y incisent le Vieux Grès Rouge (Old Red Sandstone) du Dévonien. Le socle calédono-hercynien du Pays de Galles, avec notamment les massifs du Cadair Idris (Photo 1) et du Snowdon (1085 m), est de longue date une région emblématique de la géomorphologie glaciaire des Îles Britanniques. Enfin, la Forêt Noire méridionale, culminant à 1493 m au Feldberg, est une épaule du rift rhénan où de spectaculaires modelés glaciaires ont été sculptés dans le matériel granito-gneissique du socle varisque, par exemple le cirque du Feldsee (Photo 2).

III - HAUTEUR DE LA PAROI ET VITESSE MOYENNE D'ABAISSEMENT DU PLANCHER

4Un cirque glaciaire comporte, comme l'ont souligné I.S. EVANS et N. COX (1974), une paroi en forte pente et un plancher en pente douce. Cette rupture de pente entre la paroi et le plancher, classiquement considérée comme caractéristique de l'érosion glaciaire, est plus ou moins marquée et il existe une très grande variété de formes de cirques, depuis une simple encoche dans le versant jusqu'à de larges cirques "en fauteuil", fermés à l'aval par un verrou, comme le Feldsee en Forêt Noire, le Devil Punch Bowl dans le Sud-Ouest de l'Irlande ou le Craig Portas au Pays de Galles (Photo 3). Quand le fond du cirque forme une cuvelle limitée à l'aval par un verrou et occupée par un lac ou une accumulation sédimentaire postglaciaire, on parle de "surcreusement" glaciaire. Quelle que soit la forme du cirque, la hauteur de la paroi, c'est-à-dire la différence d'altitude entre le sommet du versant et le plancher, exprime concrètement le bilan de l'érosion réalisée. Si l'on connaît avec suffisamment de précision la durée qui a été nécessaire à la formation du cirque, il suffit de diviser la hauteur de la paroi par le temps pour obtenir la vitesse moyenne d'abaissement du plancher, sous réserve qu'il n'y ait pas eu de cuvette préglaciaire. Pour légitimer ce calcul, il faut toutefois connaître les processus responsables de l'abaissement du plancher et estimer la responsabilité respective des phases "froides" et "tempérées" dans ce creusement. Une étude récente de l'érosion glaciaire des cirques du massif du Carlit dans les Pyrénées orientales lors de la dernière période froide, fondée sur des datations par cosmonucléïdes, montre que l'érosion de la paroi des cirques a été sensiblement plus rapide en phase de retrait ou d'englacement réduit et particulièrement faible pendant les phases d'avancée glaciaire (M. DELMAS, 2009 ; M. DELMAS et al., 2009).

5Les résultats obtenus font apparaître une corrélation nette avec la lithologie, puisque les taux d'érosion supérieurs ou égaux à 0,24 mm/an, qui représentent huit cirques, soit un peu plus du quart de l'échantillon (26,6 %), correspondent presque tous (à la seule exception du cirque de Hof en Forêt Noire, évidé dans le granite) à des parois sculptées dans des grès dévoniens (Vieux Grès Rouges), parfois faillés, ou dans des formations volcaniques (tufs acides et dolérites). La fragilité relative de ces roches vis-à-vis de l'érosion mécanique est vraisemblablement imputable à leur fissuration et à leur fracturation, à moins qu'il ne faille invoquer une inégale cimentation des grès dévoniens. À l'inverse, les valeurs les plus faibles, inférieures à 0,14 mm/an (9 cirques, soit 30 % de l'échantillon), sont associées dans 8 cas sur 9 à des granites ou des gneiss, certainement plus massifs. D'autre part, dix sept de ces cirques, soit 56,6 % de l'échantillon, ont une exposition dans le quadrant nord-est, ce qui correspond aux orientations statistiquement les plus fréquentes des cirques aux moyennes latitudes de l'hémisphère Nord (D.I. BENN et D.J.A. EVANS, 1997), ce qui s'explique par l'ambiance climatique et l'alimentation neigeuse.

IV - DÉLOGEMENT ET ABRASION SERAIENT RESPONSABLES DE L'ESSENTIEL DU CREUSEMENT

6On attribue classiquement (G. GALIBERT, 1965 : C. EMBLETON et C.A.M. KING, 1975 ; P. BIROT, 1981 ; D.I. BENN et D.J.A. EVANS, 1997) l'érosion glaciaire sur le lit rocheux à des processus mécaniques parmi lesquels l'abrasion et le délogement jouent le rôle principal. L'abrasion est "the process whereby the bedrock is scored by debris carried in the basal layers of the glacier" (D.E. SUGDEN et B.S. JOHN, 1976, p. 152), tandis que le délogement extrait des blocs préparés par le diaclasage et la fracturation du matériau rocheux. L'efficacité et les modalités de ce délogement sont toutefois controversées (P. BIROT, 1968 ; G.S. BOULTON, 1974 ; D. SELLIER, 2002 ; J. TRICART et A. CAILLEUX, 1967 ; R. VIVIAN, 1975, 1997). La paroi du cirque subit la gélivation dans sa partie supérieure, tandis la partie inférieure, séparée de la glace par la rimaye, subit tantôt l'action de la gélivation, tantôt celles des eaux de fonte. Quoi qu'il en soit, ces processus mécaniques ne peuvent s'exercer qu'en période froide, qu'ils soient conditionnés par la présence de la glace, comme l'abrasion et le délogement, ou qu'il s'agisse de processus périglaciaires, comme la gélivation. Il semble, que l'on puisse négliger l'action de la météorisation et de l'altération sur le plancher des cirques lors des phases tempérées, surtout si le surcreusement glaciaire est à l'origine d'un lac, sauf si le cirque correspond à une cuvette d'altération préglaciaire. En effet, certains cirques de grandes dimensions, par exemple dans les Highlands d'Écosse, sont en réalité des alvéoles formés par altération différentielle dans le socle cristallin, qui ont été simplement occupés par la glace en période froide et légèrement réaménagés par l'érosion glaciaire (C. LE CŒUR, 1994 ; A. GODARD et al., 2001). Cette dernière ne peut donc être tenue pour seule responsable du façonnement de la forme en creux. Les recherches de C. LE CŒUR en Écosse (1994) semblent confirmer que plus un cirque est "grand", moins il est authentiquement "glaciaire". On a aussi pu montrer en Forêt Noire et dans le Sud-Ouest de l'Irlande que des gradins d'érosion liés à l'existence d'escaliers de piémont avaient joué un rôle dans la localisation et la taille des cirques, en facilitant l'empilement de la neige et du névé et en réduisant le volume rocheux à excaver (F. HUGUET, 2007, 2008). On est toutefois dans ce cas en présence de véritables cirques glaciaires, même si la part qui revient en propre à l'érosion glaciaire dans le façonnement de l'amphithéâtre a été plus réduite. Reste à savoir si la forme en creux sculptée dans le versant résulte de l'action cumulée de toutes les phases froides, ou si une seule a suffi à lui conférer ses dimensions actuelles. Même en admettant des fluctuations de l'altitude de la limite des neiges persistantes (LNP) d'une phase froide à une autre, il semble peu probable qu'un glacier ait pu occuper un cirque préalablement formé sans que se produisent au moins quelques retouches ou réaménagements. Il paraît donc légitime d'admettre dans un premier temps que l'abaissement du plancher du cirque résulte de l'action cumulée de toutes les phases froides, depuis la première glaciation attestée dans l'hémisphère Nord, vers 2,5 MA, jusqu'au Tardiglaciaire. Sans entrer dans le débat sur une chronologie "longue" (2,5 MA) ou "courte" (1,8 MA) du Quaternaire, il est aujourd'hui généralement admis que le pré-Tiglien, daté de 2,5 MA, constitue la première phase véritablement froide à avoir affecté l'hémisphère Nord (T.H. CROWLEY et G.R. NORTH, 1991). Selon la courbe isotopique de l'oxygène, il s'est produit une vingtaine de phases froides depuis 2,5 MA et la périodicité de 100000 ans des cycles Glaciaire/Interglaciaire, caractéristique du Quaternaire, s'est établie progressivement au cours du Pléistocène ancien (N.J. SHACKLETON et N.D. OPDYKE, 1977 ; J. CHALINE, 1985). Si l'on admet que la durée moyenne d'un cycle est de 100000 ans et que l'Interglaciaire ne représente qu'environ 10 % de la durée d'un cycle, la durée cumulée des épisodes froids depuis le Pré-Tiglien, serait d'environ 1800000 ans. C'est cette estimation qui permet une évaluation globale de la vitesse de creusement des cirques (Tab. I), en admettant que toutes les phases froides ont contribué au creusement des cirques et que celui-ci s'est effectué à vitesse constante. Les chiffres obtenus par cette méthode varient entre 0,07 (cirque de Hochkopf, Forêt Noire) et 0,34 mm/an (cirque de Calee en Irlande).

V - COMPARAISON ENTRE LES TAUX D'ÉROSION GLACIAIRE ESTIMÉS ET LES RÉSULTATS DE MESURES DIRECTES

7La mesure directe de l'érosion sous-glaciaire est rarement possible et peu de résultats fiables ont été publiés à ce sujet (Tab. II). Des recherches pionnières, rapportées par C. EMBLETON et C.A.M. KING (1975), ont été menées dans les années 1910-1920 dans les Alpes suisses. A. de QUERVAIN (1919) et O. LÜSTSZCHG (1926) ont alors réalisé des forages verticaux jusqu'à la roche en place à travers la glace de fronts glaciaires en phase de progression. Lorsque la glace s'est retirée, ils ont pu mesurer l'abaissement du lit rocheux, qui dans diverses lithologies (filons de quartz et gneiss) variait de 1,0 à 6,0 mm/an. Plus récemment, G.S. BOULTON (1974) a pu mesurer directement l'abrasion glaciaire sous le glacier du Breidamerkurjökull en Islande et sous le glacier d'Argentière, grâce à des galeries artificielles creusées sous la glace. Il s'agit toutefois de taux d'érosion associés à la vitesse de déplacement de la glace dans une vallée et il n'est pas certain que ces données soient transposables à un cirque. Les taux d'érosion ainsi obtenus allaient de 0,9 mm/an dans le basalte sous le Breidamerkurjökull à 36 mm/an sous le glacier d'Argentière (R. VIVIAN, 1997). Mais celui-ci était particulièrement rapide au moment des mesures, en raison d'un épisode de crue glaciaire (surge). La valeur très élevée trouvée sous le glacier d'Argentière ne peut donc pas être extrapolée sur le long terme. Dans les Alpes suisses, sous l'Obergrindelwaldgletscher, l'érosion glaciaire a été estimée à 4,5 mm/an (R. VIVIAN, 1997). Une autre méthode, fondée sur la charge des torrents pro-glaciaires, fournit des valeurs allant de 0,01 mm/an pour les glaciers polaires à 1,0 mm/an pour de petits glaciers tempérés des Alpes et de 10 à 100 mm/an pour de très grands glaciers en crue d'Alaska (B. HALLET et al., 1996). Dans les Pyrénées orientales, M. DELMAS, a calculé des vitesses variant entre 0,05 mm/an pendant les phases d'avancée glaciaire à 0,6 mm/an pendant les phases de déglaciation (M.D. DELMAS, 2009 ; M. DELMAS et al., 2009), ce qui compte parmi les valeurs les plus faibles publiées. Les auteurs soulignent également que plus on raisonne sur une longue période, plus les chiffres obtenus sont faibles, vraisemblablement parce que sur une longue période les chiffres obtenus intègrent des périodes pendant lesquelles l'activité érosive a été très réduite.

8Si l'on met à part les glaciers en crue, qui apparaissent comme exceptionnels à bien des égards, et les glaciers polaires, particulièrement peu actifs comme agents d'érosion du fait de leur base froide, on peut admettre que les taux d'érosion glaciaire moyens mesurés ou calculés dans les régions de montagnes sont pour la plupart compris entre 0,5 et 10 mm/an. Ces valeurs sont supérieures d'un ordre de grandeur à celles que nous avons estimées en admettant que le creusement des cirques s'est effectué pendant l'ensemble de toutes les phases froides. Si on adopte plutôt l'hypothèse d'un creusement réalisé pour l'essentiel au cours d'une seule séquence froide, les phases froides ultérieures n'ayant effectué que de modestes retouches, les taux moyens d'érosion doivent être multipliés par 20, puisqu'il s'est produit une vingtaine de cycles glaciaires depuis 2,5 MA. Les taux ainsi calculés varieraient alors entre 1,4 et 6,8 mm/an, ce qui serait en bon accord avec les données publiées, notamment celles d'A. de QUERVAIN et O. LÜTSZHG ou celles de R. VIVIAN. Dans cette hypothèse, il ne se serait produit au cours des phases glaciaires successives qu'une simple réoccupation par la glace de la forme en creux préalablement façonnée, et l'approfondissement aurait été très faible, voire négligeable. On conçoit bien que les phases de réenglacement au début de chaque séquence froide n'aient eu aucune efficacité érosive. Quoi qu'il en soit, il est vraisemblable que la vitesse d'érosion a beaucoup varié au cours du temps, comme le démontre l'exemple du massif du Carlit.

VI - CONCLUSION

9Dans les massifs anciens européens, la hauteur de la paroi des cirques glaciaires fournit un ordre de grandeur de la vitesse d'érosion glaciaire. Si l'on admet que le façonnement du cirque résulte de l'action cumulée de toutes les périodes froides du Pléistocène, les vitesses moyennes de l'érosion glaciaire seraient comprises entre 0,07 et 0,34 mm/an. Ces chiffres sont inférieurs d'un ordre de grandeur aux valeurs publiées, ce qui légitimerait l'hypothèse d'un creusement des cirques effectué pour l'essentiel au cours d'une seule phase froide, sans exclure de faibles retouches lors des séquences froides suivantes. De plus, certains traits du relief préglaciaire, comme les alvéoles dans les ensembles cristallins et les gradins d'érosion de type escalier de piémont, ont largement facilité le travail de l'érosion glaciaire et invitent à réviser à la baisse la part qui revient en propre à l'érosion glaciaire dans le façonnement de certains cirques.

Remerciements : Nous sommes reconnaissant à la Commission de la Carte Géologique Mondiale de nous avoir permis de reproduire un extrait de la feuille 9 de la carte Europe de l'Atlas Géologique du Monde au 1/10000000.