I - Introduction

1Les cirques glaciaires des montagnes ont au cours du XX^ème siècle alimenté de nombreux débats et suscité une abondante littérature scientifique. Ce sont des "modelés", au sens strict, c'est-à-dire des formes mineures qui doivent leur existence et une partie de leur géométrie aux conditions climatiques. Toutefois de nombreux auteurs ont observé que la topographie et la structure géologique avaient souvent joué un rôle décisif dans leur localisation et leur genèse. D'où l'intention, justifiée par des recherches sur le terrain dans les massifs anciens fortement englacés au Quaternaire, comme la Forêt Noire ou le Sud-Ouest de l'Irlande, de comparer les cirques glaciaires de plusieurs massifs anciens avec ceux des Alpes françaises, même si, en apparence, l'aspect et la géométrie d'ensemble des cirques sont très semblables dans les deux domaines morphostructuraux : un amphithéâtre bordé de crêtes à parois raides dominant un plancher en faible pente ou une cuvette (voir infra, Photos 1, 2, 3 et 4). L'étude portant essentiellement sur la géométrie des formes et la morphométrie, le terme de comparaison dans les Alpes ne sera pas fourni par les cirques de très haute montagne situés au-dessus de 3000 m, qui sont encore très largement occupés par les glaces et donc inaccessibles à l'observation directe, mais plutôt par des cirques situés un peu plus bas et donc pour l'essentiel libres de glace.

II - Définition géométrique, typologie et genèse des cirques

2Dans ses recherches sur les Alpes de Transylvanie, E. de MARTONNE (1900, p. 296-297) définissait un cirque typique comme "une sorte de niche entaillée dans le flanc de la montagne, généralement au voisinage des crêtes (…) ; il montre un fond large et plat ou en pente assez faible, dominé de tous côtés par des escarpements qui, souvent, viennent presque se rejoindre en s'abaissant graduellement vers le débouché de la cuvette ainsi formée (…). Jamais la pente du cirque ne se raccorde avec la pente des cours d'eau importants : on trouve toujours, à l'extrémité, un abrupt dominant la vallée voisine". Trois quarts de siècle plus tard, I.S. EVANS et N. COX (1974) proposent à leur tour une définition fondée sur des critères géométriques, notant également le contraste entre la raideur de la paroi et la pente douce du fond, mais soulignant davantage la forme circulaire de la paroi : "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". Entre ces deux définitions, la littérature scientifique consacrée aux cirques glaciaires a été très abondante, sans aboutir pour autant à un consensus, sauf sur le plan purement descriptif, et encore…

3La morphologie des cirques dépend en effet de l'altitude, de l'exposition, de l'environnement géologique et géomorphologique et reflète les influences structurales, les conditions régionales de l'englacement, la dynamique glaciaire locale et l'histoire propre de chaque cirque, comme l'ont souligné D. SELLIER (2002) et d'autres. Parmi les paramètres morphométriques qui caractérisent la géométrie des cirques, permettant ainsi les comparaisons, on retiendra (Fig. 1) la largeur des cirques, mesurée par la valeur de la corde (c), la profondeur de l'échancrure dans le versant, mesurée par la valeur de la flèche (f), et l'importance de la morsure glaciaire, qui s'exprime par la hauteur de la paroi (h).

4Étant donné la forme remarquable de certains cirques, il est pertinent de proposer une typologie morphologique des cirques sur des bases géométriques et de nombreux auteurs s'y sont appliqués (S. RUDBERG, 1954 ; J. TRICART et A. CAILLEUX, 1962 ; G. GALIBERT, 1965 ; V.M. HAYNES, 1968 ; I.S. EVANS et N. COX, 1974 ; J.E. GORDON, 1977 ; L. VILBORG, 1977, 1984 ; P. BIROT, 1981 ; D.E. SUGDEN et B.S. JOHN, 1985 ; D. SELLIER, 2002). Pour y parvenir, plusieurs démarches sont possibles. La première (A. COUDÉ, 1980 ; J.P. PEULVAST, 1985 ; C. LE CŒUR, 1994) consiste à établir une typologie à partir de quelques formes caractéristiques, en privilégiant l'un ou l'autre des paramètres géométriques (hauteur, largeur, profondeur, angle d'ouverture…) qui caractérisent le cirque. La deuxième utilise des données morphométriques pour déterminer des seuils quantitatifs permettant de classer les cirques en diverses catégories (V.M. HAYNES, 1968 ; J. E. GORDON, 1977). La dernière, enfin, privilégie la description et souligne les caractères morphologiques originaux (A. GODARD, 1965 ; I.S. EVANS, 1994 ; D. SELLIER, 2002 ; M. DELMAS, 2009 ; M. DELMAS et al., 2009). On adoptera ici la classification la plus classique, en distinguant quelques types simples, tels qu'ils sont définis par la majorité des auteurs : cirques en fauteuil, courts et relativement encaissés et dont la cuvette est bien marquée ; cirques en baquet, qui se différencient des précédents par leur fond plat ; cirques en van, également à fond plat, mais avec des parois peu élevées ; auxquels on ajoutera, comme le propose D. SELLIER, les cirques en entonnoir et les cirques longiformes, ces derniers caractérisés par une valeur élevée de la flèche, à ne pas confondre toutefois avec les "bouts d'auge", ou amphithéâtres, situés en de vallée glaciaire.

5La genèse des cirques a fait, comme la géomorphologie glaciaire en général, l'objet de très nombreuses recherches, depuis les articles pionniers d'E. de MARTONNE (1900, 1901, 1910) jusqu'aux synthèses de la fin du XX^ème siècle (C. EMBLETON et C.A.M. KING, 1975 ; D.E. SUGDEN et B.S. JOHN, 1985 ; D.I. BENNET et N.F. GLASSER, 1996 ; D.I. BENN et I.S. EVANS, 1998). Même si de nombreuses questions restent controversées, la plupart des auteurs soulignent aujourd'hui la nécessité de distinguer, d'une part, l'origine de la forme en creux préglaciaire et, d'autre part, l'aménagement par la glace de cette dépression. Un certain consensus se dégage sur la responsabilité de la gélifraction au contact entre le rocher et le névé ou la glace dans le raidissement et le recul de la paroi (G. GALIBERT, 1965), ainsi que sur l'importance de l'érosion sous-glaciaire (R. VIVIAN, 1974 ; M. DELMAS, 2009). Plus délicate est en revanche la question de la nature et de l'origine de la dépression initiale. E. de MARTONNE (1901, 1910) y voyait un ancien bassin de réception torrentiel. On sait aujourd'hui que cette explication ne rend pas compte de tous les cirques glaciaires. Dans les années 1940-1950, les auteurs davisiens de l'école parisienne y voyaient des replats d'érosion préglaciaire, tandis que l'école grenobloise et les auteurs de langue allemande assimilaient le plancher des cirques à une limite climatique, la "limite des neiges persistantes" (C.P. PÉGUY, 1947). Plus récemment, l'importance des facteurs structuraux a été soulignée, notamment la fissuration et le diaclasage qui ont fragilisé la roche (G. GALIBERT, 1965), l'existence de cuvettes d'érosion différentielle et d'alvéoles (C. LE CŒUR, 1994 ; A. GODARD et al., 1994) et le rôle du pendage dans les dispositifs monoclinaux (A. GODARD, 1965 ; D. SELLIER, 2002). Au total, il semble qu'il faille renoncer à l'idée d'une origine unique de la forme en creux initiale, mais que toute dépression, encoche ou rupture de pente de la topographie préglaciaire est susceptible de donner naissance à un cirque, sous réserve qu'elle ait été suffisamment longtemps située au-dessus de la limite des neiges persistantes lors des périodes froides.

III - Le contexte géomorphologique régional

6Pour légitimer les comparaisons, il est indispensable de replacer les cirques dans leur contexte géomorphologique d'ensemble. Dans les massifs anciens, ce sont des formes caractérisées par des incisions relativement modestes, de l'ordre de 300 à 800 m dans des systèmes de pentes fréquemment étagés. En effet, sans revenir sur des débats de la première moitié du XX^ème siècle, comme la controverse des banquettes de piedmont (W. PENCK, 1925), l'existence de dispositifs étagés dans les parties apicales des massifs anciens a été confirmée par de nombreux auteurs (J. DÉSIRÉ-MARCHAND et C. KLEIN, 1986, 1987, 1988 ; Y. LAGEAT 1987, 2001 ; C. KLEIN et J. DÉSIRÉ-MARCHAND, 1988 ; A. LOUCHET, 1993 ; A. GODARD et al., 1994 ; C. LE CŒUR, 1994, 1999 ; C. KLEIN, 1995 ; F. HUGUET, 2004, 2007, 2008). Tant dans les socles cristallins, comme les Vosges et la Forêt Noire, que dans les socles sédimentaires, comme le Sud-Ouest de l'Irlande, on peut en effet observer sur le terrain, en contrebas de volumes résiduels culminants, une succession de banquettes étagées S1, S2, S3…, séparées par des abrupts qui ne sont que localement calés sur des contrastes lithologiques et dont le tracé exclut une origine tectonique. Si l'interprétation de ces étagements reste controversée, leur matérialité est incontestable. Ces étagements concernent, semble-t-il, la plupart des massifs anciens hercyniens, mais dans les portions de socle qui ont été portées à des altitudes élevées, comme la Forêt Noire, le Kerry ou le Pays de Galles, le dispositif s'enrichit d'héritages glaciaires. En effet, les plus hauts sommets de ces massifs se sont trouvés au-dessus de la limite des neiges persistantes (LNP) au cours des périodes froides du Pléistocène. De même, on a pu constater dans les Vosges (C KLEIN, 1995), en Forêt Noire (F. HUGUET, 2007) et dans les Monts du Kerry (F. HUGUET, 2008, 2011) que les cirques glaciaires sont fréquemment adossés à la rupture de pente qui sépare un volume résiduel de son piédestal ou à celle qui sépare deux banquettes successives. Cette disposition est beaucoup trop systématique pour être fortuite et rejoint les observations de D.J. UNWIN (1973) au Pays de Galles. Les encoches emboîtées des massifs anciens ont joué un rôle dans la formation des cirques, d'une part en facilitant l'accumulation de neige et de névé à l'origine de l'englacement, d'autre part en limitant le volume de matériaux rocheux à excaver. En termes d'aire d'alimentation neigeuse, les lourdes coupoles résiduelles et les vestiges de hautes surfaces des massifs anciens constituent des "impluviums" étendus et fournissent des quantités importantes de neige et de névé dès lors qu'ils se situent au-dessus de la limite des neiges persistantes.

7Au contraire, les dénivellations entre les crêtes et les vallées alpines atteignent 2000 à 3000 m, avec parfois, accidentant les versants, des replats qui ont alimenté dans les années 1960 de célèbres discussions sur les épaulements. L'ampleur des versants constitue en effet l'un des critères topographiques classiques permettant de définir la montagne "alpine", même s'il l'on peut débattre du seuil quantitatif à retenir. Un autre contraste fréquemment souligné entre montagne "alpine" et "moyenne montagne" tient à la rareté des surfaces planes culminantes dans les massifs alpins, réserve faite du rôle joué localement par des éléments de la surface infra-triasique exhumée, comme dans l'Oisans au-dessus de la Grave, et à la fréquence des recoupements de versants, à l'origine de spectaculaires sommets pyramidaux. À cet égard, les montagnes scandinaves occupent une place un peu intermédiaire entre montagnes "alpines" et "massifs anciens", avec de hautes surfaces culminantes qui ont permis l'installation de glaciers de plateau, de type fjell (J.P. PEULVAST, 1985 ; D. SELLIER, 2002).

8Un autre contraste, tout aussi important, oppose les massifs anciens d'Europe du Nord-Ouest aux Alpes. La plupart des massifs anciens européens ont été envahis par les glaces durant les phases froides du Quaternaire, mais ne connaissaient pas d'englacement résiduel pendant les phases tempérées. En se fondant sur la courbe isotopique de l'oxygène et sur la durée respective des phases froides et tempérées, on peut évaluer la durée cumulée des phases froides à environ 1,8 MA. Les grands systèmes alpins ont été affectés par des flux de glace puissants et dynamiques en période froide, mais ont également connu un englacement résiduel en période interglaciaire. Un autre contraste oppose toutefois, parmi les massifs anciens, ceux du Nord-Ouest du continent, comme le Kerry ou le massif Gallois, massivement envahis par les glaces en phase froide, à des massifs situés plus au sud, comme les Vosges et la Forêt Noire, qui ont simplement accueilli de petites accumulations de glace pendant un temps limité. De même, dans les Alpes elles-mêmes, certains secteurs sont restés plus à l'écart des grands courants de glace.

IV - L'échantillon statistique

9Les cirques des massifs anciens ont été choisis dans trois massifs européens (Fig. 2) qui ont connu une importante morsure glaciaire au Pléistocène. Ils sont situés dans des contextes géologiques et géomorphologiques diversifiés et ont fait l'objet d'une étude géomorphologique sur le terrain. La Forêt Noire méridionale, culminant à 1493 m au Feldberg est une épaule du rift rhénan, où des modelés glaciaires exemplaires ont été sculptés dans les granito-gneiss du socle. Le Sud-Ouest de l'Irlande, bien que situé sur la marge passive Atlantique, compte avec le massif des Macgillycuddy's Reeks (1039 m) l'une des montagnes les plus vigoureusement soulevées de la chaîne hercynienne. De nombreux et profonds cirques glaciaires y incisent le "vieux grès rouge" du Dévonien. Le socle calédono-hercynien du Pays de Galles, avec notamment les massifs du Cadair Idris et du Snowdon, est de longue date une région emblématique de la géomorphologie glaciaire des îles Britanniques en raison de l'abondance et de la fraîcheur des modelés glaciaires.

10Les critères morphométriques et géomorphologiques retenus (Tab. I) sont l'orientation du cirque, l'altitude de son plancher, la hauteur de sa paroi, les valeurs de sa corde et de sa flèche (voir Fig. 1), la nature de la roche dans laquelle le cirque a été façonné et ses principales caractéristiques morphostructurales.

11Le tableau II fournit les mêmes données morphométriques et géomorphologiques pour les trente cirques de référence choisis dans les Alpes françaises du Sud. Ils se trouvent (Fig. 3) soit dans le massif des Écrins, qui appartient aux "massifs cristallins externes", soit dans la couverture sédimentaire des zones briançonnaise et sub-briançonnaise, essentiellement dolomitiques et calcaires (J. DEBELMAS, 1983, 1987 ; J.C. BARFÉTY et al., 1995).

V - Exposition et facteurs climatiques

12L'orientation d'un cirque peut être définie comme la direction vers laquelle est tournée la concavité. Cette orientation est classiquement considérée comme un facteur explicatif important, corrélé avec les conditions climatiques qui déterminent l'alimentation neigeuse et la formation de la glace. Aux latitudes tempérées de l'hémisphère nord, les orientations les plus fréquentes des cirques sont comprises, pour d'évidentes raisons climatiques, dans le quadrant nord-est, c'est-à-dire entre les points cardinaux nord et est (D.I. BENN et D.J.A. EVANS, 1998). Pour prendre en compte plus précisément ce paramètre, on exprimera l'orientation des cirques par un azimut sur la rose des vents, c'est-à-dire un angle compris entre 0 et 360°. Géométriquement, si l'on assimile un cirque à un arc de cercle, son orientation est ainsi l'azimut de la médiatrice de la corde. Si l'on exprime sur un graphique circulaire le nombre des cirques en fonction de leur orientation (Fig. 4 et. Fig. 5), on constate que les cirques du Briançonnais, dans les Alpes du Sud, montrent une prépondérance nette des orientations voisines du nord (30 % de valeurs comprises entre 340° et 20°), tandis que dans les massifs anciens européens, les valeurs d'orientation sont nettement plus dispersées, avec un pic secondaire d'orientations est-nord-est. Cette différence, statistiquement significative, appelle une réflexion et une discussion. Deux hypothèses principales pourraient l'expliquer.

13Selon la première, les facteurs autres que climatiques auraient joué un rôle important dans la localisation des cirques des massifs anciens. Probablement parce que, lors des maxima glaciaires, les conditions climatiques, dans des ambiances froides et humides, étaient suffisamment favorables à l'accumulation de neige et de glace pour que les anisotropies d'origine climatique soient atténuées et que les facteurs autres que climatiques, notamment la topographie préglaciaire, jouent un rôle important. Ainsi des cuvettes préexistantes, notamment les alvéoles des socles cristallins, ont favorisé l'accumulation de neige et de glace et donc la formation de cirques (C. LE CŒUR, 1994 ; A. GODARD et al., 1994). De même, dans la plupart des massifs anciens, comme par exemple la Forêt Noire et l'Irlande, des ruptures de pente liées à des dispositifs étagés hérités de la morphogenèse tertiaire ont joué un rôle dans la localisation des cirques (F. HUGUET, 2004, 2007, 2008). On notera que dans le cas des alvéoles, l'origine de la cuvette n'est pas glaciaire, puisqu'elle provient de l'altération de la roche, tandis que dans le cas des étagements des massifs anciens, la forme en creux est authentiquement glaciaire, même si le volume de roche excavé par l'érosion glaciaire a été limité par l'existence de l'encoche.

14Selon une autre hypothèse, il faudrait distinguer, dans le rôle du climat, les facteurs thermiques, d'une part, et l'alimentation neigeuse, d'autre part. Dans l'hémisphère nord, le facteur thermique favorise nettement l'accumulation de neige et la formation de glaciers dans des orientations proches du nord, les plus froides. Ce serait le facteur décisif dans la haute montagne sud-alpine. En revanche, l'alimentation neigeuse est largement déterminée par la direction des vents dominants, qui sont aujourd'hui, comme très vraisemblablement au Pléistocène, de secteur ouest aux moyennes latitudes. Cela a favorisé les accumulations de neige en position sous le vent, donc dans les expositions est. La suralimentation neigeuse liée à la direction des vents dominants, à l'origine de dissymétries est-ouest, est un phénomène bien connu qui a été observé et décrit de longue date (F. SCHRADER, 1877). Ce facteur a pu jouer un rôle au cours des périodes froides, notamment en Irlande et au Pays de Galles, massifs soumis aujourd'hui encore à une active circulation d'ouest et donc très arrosés.

VI - Les facteurs structuraux

15Parmi les éléments de la structure géologique susceptibles d'avoir une influence sur l'érosion glaciaire et aisément accessibles, on retiendra la lithologie au sens large, telle qu'elle figure sur les cartes géologiques et les grandes lignes de la fracturation régionale. En revanche, on ne dispose pas sur les cartes, même à grande échelle, de données fines sur la fissuration, sauf lorsque des études de terrain approfondies ont été menées. Les données de la structure géologique qu'il convient de prendre en compte ne se limitent pas à une simple typologie lithologique. Il faut, dans la mesure du possible, affiner l'analyse structurale en tenant compte de la fracturation, et de l'existence de dispositifs morphotectoniques susceptibles d'influencer l'érosion glaciaire, tels que des monoclinaux, des plis ou des chevauchements majeurs (Tab. III), comme l'ont montré A. GODARD (1965), J.P. PEULVAST (1985), C. LE CŒUR (1994) ou D. SELLIER (2002). Le contraste lithologique qui oppose les massifs anciens européens et les chaînes alpines est bien connu, même si la frontière conceptuelle entre chaînes "récentes" et massifs "anciens" est moins tranchée que ce qu'on a longtemps pensé (M. CALVET, 2007) Dans les régions de socle, les orogénies qui ont entraîné la cratonisation sont anciennes, d'âge paléozoïque (première moitié du Paléozoïque pour les contraintes calédoniennes, seconde moitié pour les contraintes hercyniennes), tandis que les déformations alpines se sont produites au Tertiaire (J. AUBOUIN, 1980 ; J. DEBELMAS, 1983, 1987). Par conséquent, les roches qui sont aujourd'hui à l'affleurement dans les massifs anciens correspondent pour l'essentiel à des niveaux structuraux profonds, "racines" des orogènes anciens. Toutefois le Sud-Ouest de l'Irlande, avec ses affleurements de "vieux grès rouges" dévoniens, constitue un "socle sédimentaire" qui appartient à la "zone des grès" de la chaîne hercynienne. Ce sont des grès massifs, peu fissurés et légèrement métamorphiques. On constate ainsi que 40 % des cirques des massifs anciens sont sculptés dans des grès au sens large, contre seulement 30 % dans les massifs alpins du Briançonnais, même si l'on comptabilise parmi les grès certaines formations conglomératiques du massif des Cerces. (Tab. III). Le "vieux grès rouge" du Dévonien est en effet la roche la plus représentée dans les Monts du Kerry, tandis que le socle gallois est plus complexe, montrant à l'affleurement des terrains d'âge silurien appartenant au socle calédonien, et que le socle de la Forêt Noire est pour l'essentiel granito-gneissique. De plus, des compartiments du socle varisque ou prévarisque ont été incorporés à l'édifice orogénique alpin et portés en haute altitude, constituant les "massifs cristallins externes", dont le massif des Écrins fait partie. Ces granito-gneiss des massifs cristallins externes se comportent a priori de la même manière vis-à-vis de l'érosion glaciaire que leurs homologues hercyniens, sauf s'ils ont subi une fissuration beaucoup plus intense. Les cirques façonnés dans des granito-gneiss, réputés résistants à l'érosion mécanique, représentent 23,3 % de l'échantillon dans les Alpes du Sud, à comparer avec une valeur de 33,2 % dans les massifs anciens (Forêt Noire). L'importance des roches carbonatées (calcaires, marno-calcaires et dolomies) dans les chaînes alpines est liée à l'histoire géologique mésozoïque de la chaîne, tandis que les roches calcaires sont peu représentées dans les massifs hercyniens. L'absence de roches volcaniques dans le massif des Écrins et tout le Briançonnais est à mettre au compte des mécanismes de la collision alpine. Les distensions responsables des phénomènes volcaniques se sont produites lors de la phase de subduction qui a précédé la collision, ou se limitent à des bassins de distension marginaux, comme la mer Adriatique (J. DEBELMAS, 1987 ; J. DEBELMAS et G. MASCLE, 1993). L'absence de volcanisme de marge active dans le domaine océanique de l'orogène n'a toutefois pas reçu d'explication satisfaisante. En revanche, le volcanisme varisque a été très important, notamment un volcanisme post-orogénique calco-alcalin à rhyolitique, accompagnant la montée des granites infracrustaux au Westphalien-Stéphanien. De même, le socle calédonien du Pays de Galles comporte de nombreuses roches volcaniques, basaltes, dolérites et tufs notamment (P.J. BRENCHLEY et P.F. RAWSON, 2006).

16Dans les massifs anciens comme dans les Alpes, les contacts lithologiques favorisent l'attaque de l'érosion glaciaire et constituent fréquemment (23,3 % des cas dans les massifs anciens et 33,3 % dans les Alpes) des lieux privilégiés de localisation des cirques, confirmant l'aptitude à l'érosion différentielle de l'érosion glaciaire. Les contraintes tectoniques subies pendant les phases paroxystiques de l'orogénie alpine se sont traduites par une fissuration et une trituration intenses du matériel rocheux. Mais l'opposition entre massifs anciens et chaînes alpines n'est pas la seule à prendre en compte. Il faut aussi opposer, dans les Alpes, des granites recristallisés et massifs, qui se débitent en panneaux et en grandes dalles d'exfoliation, et des granites externes, comme ceux du Combeynot, hachés par la tectonique. Même si l'on ne dispose généralement pas de données fines sur la fracturation et la fissuration, les cartes géologiques permettent de connaître les grandes lignes de la structure tectonique, comme les chevauchements et les charriages majeurs. Il est clair, en effet, qu'un accident tectonique, avec son cortège de roches broyées et de mylonites, a fragilisé la roche et facilité le travail de l'érosion glaciaire. La moitié des cirques sud-alpins de l'échantillon sont localisés au voisinage immédiat d'une faille, deux de ces accidents (lac Blanc dans le massif des Cerces et la Clapière dans le massif du Galibier) étant des chevauchements majeurs. Une partie de ces accidents ont guidé l'incision de la vallée émissaire et sont perpendiculaires à la paroi, mais d'autres dispositifs existent, comme des accidents transversaux par rapport à l'axe de la vallée. La forme géométrique particulièrement "parfaite" du cirque de la Cime de la Charvie, dans le Briançonnais, s'explique manifestement par l'intersection de deux failles. Soit en raison des recristallisations qui ont scellé une partie des failles des socles, soit en raison des insuffisances de leur cartographie, la proportion de cirques des massifs anciens localisés près d'une faille est seulement de 26,6 % de l'échantillon. Dans les massifs anciens, notamment dans les grès dévoniens, de nombreux cirques (23,3 %) ont été façonnés dans un pli d'échelle hectométrique, le plus souvent une structure synclinale, ou un dispositif monoclinal. On a constaté, en effet, que les cirques qui incisent le front des dispositifs monoclinaux ont une paroi très élevée, dont le recul est contrarié par le pendage. Cette disposition semble plus rare dans les chaînes alpines, mais la complexité tectonique des Alpes rend sans doute ces dispositifs plus difficiles à mettre en évidence.

VII - Morphométrie et géométrie des cirques

17Outre la géométrie d'ensemble du cirque observée sur le terrain ou déduite des cartes, qui permet de définir différents types de cirques, tels que cirques en fauteuil, en van, en baquet, on adoptera ici (Tab. IV) les critères morphométriques proposés par D. SELLIER (2002). Les cirques en fauteuil sont caractérisés par un rapport f/h inférieur à 2,5, tandis que les cirques en van ont un rapport f/h supérieur ou égal à 2,5, avec un rapport f/c supérieur à 2,5. En calculant ces indices, on peut ainsi classer les cirques. Dans les massifs anciens de l'échantillon, deux catégories sont représentés : les cirques en fauteuil (36,6 % des cas), comme le cirque de Glaslyn (voir Photo 3), avec une cuvette très marquée et un fond plat, et les cirques en van (63,3 % des cas), comme le cirque de Craig Portas (voir Photo 1), caractérisés par une cuvette moins prononcée et un fond plus incliné.

18Les mêmes critères morphométriques permettent de classer les cirques étudiés dans les massifs alpins (Tab. V).

19À la différence des cirques façonnés dans les massifs hercyniens, les cirques des Alpes du Sud montrent une nette prédominance (53,3 %) de cirques en fauteuil, correspondant à une morsure glaciaire à la fois plus ample et plus profonde, ce qui est confirmé à la fois par la largeur moyenne des cirques (979,2 m dans les socles ; 1151,8 m dans les Alpes) et par la hauteur moyenne de la paroi (350,2 m dans les socles ; 444 m dans les Alpes). Tout se passe donc comme si la largeur et la hauteur d'un cirque dépendaient de l'énergie moyenne du relief, ou dénivellation moyenne entre les crêtes et les talwegs, nettement en faveur des massifs alpins. En revanche, la "profondeur" de l'échancrure dans le versant, telle que l'exprime la flèche du cirque, ne semble pas corrélée à la taille du cirque, ce qui est plus surprenant.

20 On établit classiquement une corrélation entre l'altitude du plancher des cirques et la limite d'équilibre glaciaire LEG (ELA, Equilibrium Line Altitude, pour les auteurs anglo-saxons), c'est-à-dire l'altitude où accumulation et ablation nivales s'équilibrent exactement au cours d'une année (C. EMBLETON et C.A.M. KING, 1975 ; D.I. BENN et I.A. EVANS, 1998). En fait, il semble que dans les massifs anciens de l'échantillon, l'altitude du plancher des cirques soit assez homogène et ne s'explique pas seulement par des facteurs climatiques. Ainsi, pour les dix cirques de Forêt Noire, elle varie entre 969 m et 1256 m, avec une valeur moyenne de 1069,7 m. En Irlande, elle varie entre 230 et 670 m, avec une valeur moyenne de 418 m. Au Pays de Galles, elle est un peu plus dispersée, variant entre 150 et 710 m, avec une valeur moyenne de 453 m. Dans les massifs anciens, les cirques résultent souvent d'un simple réaménagement par la glace d'une forme en creux préexistante. Dans cette situation, l'altitude du plancher est à peu près dépourvue de signification climatique et coïncide souvent avec un plan d'érosion façonné, au Tertiaire, lors d'un des épisodes d'aplanissement connus dans la région. Il en est ainsi, par exemple, dans le sud de la Forêt Noire où la surface S3 se tient autour de 1100 m (F. HUGUET, 2004, 2007, 2008). Dans le cas des Alpes du Sud, où aucun aplanissement sommital de type "niveau des crêtes" (Gipfelflur) ne peut être invoqué, les planchers des cirques se tiennent néanmoins à des altitudes assez voisines, variant entre 2189 et 2900 m, avec une valeur moyenne de 2477 m. On peut sans doute y voir la conséquence d'une certaine homogénéité dans l'énergie du relief (différence d'altitude entre les crêtes et les talwegs) et dans l'ampleur de la morsure glaciaire.

VIII - Conclusion

21Autant l'analyse morphométrique des cirques trouve ses limites si on en attend des éléments d'explication décisifs, autant elle se prête bien à la comparaison. Au total, il existe des différences morphométriques significatives entre les cirques alpins et les cirques des massifs anciens. Les cirques alpins sont en moyenne plus grands et leur paroi est plus haute. Ces différences ne s'expliquent pas par des modalités différentes de l'érosion glaciaire, que rien ne permet de supposer, mais seraient à mettre au compte de l'exploitation par l'érosion glaciaire d'un contexte topographique et lithologique différent. En effet, l'énergie du relief et les dénivellations sont plus grandes dans les massifs alpins, tandis que les surfaces planes et les banquettes étagées sont fréquentes dans les massifs hercyniens, ce qui fait ressortir l'importance de l'histoire géomorphologique préglaciaire de ces contrées. Dans les Alpes du Sud, les orientations des cirques sont très groupées sur le secteur nord (entre 340 et 20°), tandis que dans les massifs anciens les valeurs sont nettement plus dispersées (entre 292,5 et 67,5°), ce qui témoignerait dans les massifs anciens d'une plus grande indépendance vis-à-vis des contraintes strictement climatiques et d'une plus forte influence des facteurs topographiques. Enfin, 36,6 % des cirques des massifs anciens ont été sculptés dans les granites et les gneiss du socle, alors qu'un tiers des cirques du Briançonnais ont été creusés dans des roches carbonatées, calcaires ou dolomies, ce qui reflète essentiellement les différences lithologiques entre la chaîne alpine et les massifs anciens, sans qu'il soit possible de montrer une corrélation nette entre le nombre et l'ampleur des cirques et une lithologie particulière. Quant à l'influence de la fracturation sur la localisation des cirques, elle est patente dans les massifs alpins (50 % des cirques situés à proximité d'une faille), mais on ne peut pas exclure une sous-estimation de la tectonique dans les massifs anciens.

Remerciements : Les relectures et critiques constructives des relecteurs, Charles LE CŒUR, Dominique SELLIER et Henri ROUGIER ont grandement contribué à l'amélioration de l'article, sur le fond comme sur la forme. Nous sommes également reconnaissant à la Commission de la Carte Géologique du Monde et au BRGM, en la personne de Philippe ROSSI, de nous avoir permis de reproduire un extrait de la feuille 9 Europe à l'échelle du 1/10000000 de l'Atlas Géologique du Monde, ainsi qu'un extrait de la carte géologique de France au 1/1000000.