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Articles originaux

La déglaciation dans le massif du Carlit (Pyrénées orientales) : approches géomorphologique et géochronologique nouvelles

The deglaciation in the Carlit massif: news geomorphological and geochronological insights
Magali Delmas
p. 45-55

Résumé

Une cartographie détaillée des formes et formations glaciaires, et périglaciaires associées, permet de proposer une relecture des étapes et modalités de la déglaciation dans le massif du Carlit. La découverte d’une tourbière datée à 16 500 BP à 2150 m d’altitude, au débouché immédiat des cirques et précédée de huit stades de retrait échelonnés sur les 16 km de l’auge de la Têt, montre la très grande précocité de la déglaciation dans ce tronçon de la chaîne. Un âge probablement Pléniglaciaire inférieur est proposé pour le Maximum würmien. Cette tourbière fossilisée par un cône proglaciaire fixe également, mais par défaut, la première récurrence glaciaire du stade des cirques qui appartient encore à la fin du Pléniglaciaire supérieur, voire à un Dryas très ancien. Des arguments régionaux permettent d’envisager une déglaciation totale et définitive des cirques dès l’Alleröd et un âge Dryas récent pour les glaciers rocheux des cirques.

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Texte intégral

1 - Introduction

1La chronologie du glaciaire pyrénéen, particulièrement celle du cycle würmien, est maintenant mieux connue (Andrieu et al., 1988) ; mais l’essentiel des travaux concerne les versants N et S des Pyrénées centrales alors que l’extrémité orientale de la chaîne reste largement inexplorée. Pourtant, le massif du Carlit (fig. 1) apparaît comme un domaine privilégié par l’ampleur de son englacement quaternaire. De taille certes modeste par rapport aux grands complexes des Pyrénées centrales ou a fortiori des Alpes, les émissaires du Carlit ont été suffisamment puissants pour dépasser le front montagneux et construire leur vallum, voire des lobes de piémont, aux marges des bassins de Cerdagne et Capcir. Le Carlit doit cette spécificité à sa position charnière entre influence océanique et méditerranéenne, plus exposé aux flux humides dominants de NW que les massifs méridionaux (Canigou, Puigmal-Carança). Il la doit aussi à l’ampleur de ses hautes topographies planes qui, situées au-dessus de la limite des neiges permanentes (LNP) durant les épisodes froids du Quaternaire, ont favorisé l’accumulation de la neige. Le massif est aussi un domaine privilégié par sa topographie, en particulier l’auge de la Têt, large, en pente faible sur 18 km et à haute altitude pour l’essentiel (entre 2100 et 1600 m), où ont pu s’inscrire et se conserver de multiples phases de retrait bien individualisées les unes des autres. Ces conditions ont été favorables aussi à la formation de pièges sédimentaires susceptibles de fournir des jalons chronologiques. Trois d’entre eux ont déjà fait l’objet d’études palynologiques : Balcère, La Borde (Jalut, 1977 ; Reille, 1990 et Reille & Lowe, 1993) et le Reco (Andrieu, rens. oral). Un site d’altitude à 2150 m dans la vallée de la Grave, soit tout à l’amont du système glaciaire de la Têt, a procuré trois datations absolues qui permettent de proposer un calendrier de la déglaciation désormais en accord avec la vision i.

Fig. 1 : Localisation du massif du Carlit dans l’espace pyrénéen. 1-Domaine d’extension du Maximum würmien (d’après Calvet, 2004), 2-domaine d’étude.

Fig. 1 : Localisation du massif du Carlit dans l’espace pyrénéen. 1-Domaine d’extension du Maximum würmien (d’après Calvet, 2004), 2-domaine d’étude.

1 - Le glaciaire pyrénéen : état de la question et approche méthodologique

21.1 - LA FIN DE L’EXCEPTION MONOGLACIALISTE

3Ce modèle, développé dans les années 1960 par les géographes de l’école toulousaine (Barrère, 1963 ; Viers, 1961, 1963, 1968 ; Taillefer, 1969), est né du constat qu’il n’existe dans la plupart des vallées pyrénéennes qu’une seule génération de moraines dont les formes et le matériel sont d’une grande fraîcheur. Le constat n’est pas nouveau puisque déjà P. Birot (1937, p. 30) signale qu’il n’a “pu rapporter tous les dépôts [qu’]à une seule avancée glaciaire, celle qui a laissé des formes si fraîches dans toutes les vallées”. Ce monoglacialisme de fait, fondé sur des observations effectives, devait se transformer plus tard en monoglacialisme de principe (Viers, 1961, 1963). Cette vision a conditionné sinon figé un temps la recherche concernant la chronologie du glaciaire pyrénéen et, par la même occasion, l’image que l’on pouvait se faire de la déglaciation. Une image simplifiée puisqu’en arrière des moraines terminales (dites “externes” selon la terminologie monoglacialiste et marquant le “stade d’expansion et de stationnement” de la glaciation pyrénéenne), on envisageait seulement deux temps : le “stade de disjonction” jalonné par des moraines en position interne (dites “moraines internes” selon la terminologie pyrénéenne) et le “stade des cirques” en altitude, parfois considéré comme un “Néoglaciaire”, “si proche des crêtes culminantes que la progression dont il résulte a nécessairement été précédée d’une déglaciation presque complète” (Taillefer, 1969). Si, G. Viers demeure longtemps attaché au modèle monoglacialiste, on assiste progressivement dans le courant des années 60 à un aménagement de ce modèle. Afin de concilier les stades pyrénéens avec la chronologie alpine : les “moraines internes” sont attribuées au Würm et les “moraines externes” au Riss (Barrère, 1963 ; Taillefer, 1969). Mais la conciliation est encore purement formelle puisqu’on persiste à considérer ces périodes comme deux stades dans une seule glaciation.

4Il faut attendre le début des années 1980 pour que le modèle monoglacialiste soit remis en question et que l’on élabore une chronologie du glaciaire pyrénéen en accord avec les progrès de la paléoclimatologie et de la stratigraphie globale. La pluralité des glaciations est mise en évidence dans les Pyrénées centrales par l’étude et la datation absolue des remplissages karstiques de NiauxLombrives (Sorriaux, 1981 ; Bakalowicz et al., 1984). J. Hubschman (1984) confirme à l’aide de critères altérologiques l’existence de plusieurs générations de dépôts dans les complexes terminaux. Dans les Pyrénées orientales, prolongeant les travaux de Y. Gourinard (1971), M. Calvet propose une relecture des complexes frontaux de Cerdagne-Capcir et démontre l’existence d’“au moins trois générations de moraines régulièrement échelonnées sur une bonne partie du Quaternaire” (Calvet, 1996, 2004). Les générations anciennes, placages de tills altérés et rares vestiges de cordons très émoussés, sont toujours très mal conservées car les langues glaciaires ont atteint au cours du Quaternaire chaque fois peu ou prou les mêmes sites. Les grands vallum terminaux aux formes fraîches, au matériel très peu altéré et qui sont clairement reliés aux basses terrasses sont sans conteste rapportés au Würm. Cette vision modernisée du glaciaire pyrénéen offre désormais une assise solide aux études concernant la déglaciation dans la mesure où elle fixe précisément les limites spatiales de l’englacement würmien. C’est bien au niveau des complexes terminaux (dits “externes” selon la terminologie pyrénéenne) que se situe le LGM (Last Glacial Maximum) et non pas au niveau des “moraines internes”, comme le suggéraient les travaux antérieurs (Tailllefer, 1969).

1.2 - la conception actuelle du dernier cycle glaciaire

5Plusieurs études sur le versant N des Pyrénées ont permis d’affiner la chronologie du dernier cycle d’englacement ; il en ressort le caractère ancien du LGM, attribué au Würm inférieur, et par conséquent la précocité du début de la déglaciation (Andrieu et al., 1988). Ainsi, le modèle pyrénéen n’apparaît pas fondamentalement différent des autres massifs, même si on constate qu’il n’y a pas, à l’échelle des montagnes françaises, concordance totale des résultats (Montjuvent & Nicoud, 1988).

6Le site de Biscaye sur le piémont de Lourdes indique un LGM compris entre 50 et 70 000 BP et un retrait effectif dès 38 400 BP (Mardones & Jalut, 1983). L’ancienneté du LGM et la précocité de la déglaciation sont confirmés sur la Garonne par la séquence pollinique du lac juxtaglaciaire de Sost (Hérail & Jalut, 1986) et, en Ariège, la datation du plancher stalagmitique à 20 000 BP qui scelle les dépôts d’inondation des galeries de Niaux-Lombrives (Sorriaux, 1981 ; Bakalowicz et al., 1984). Néanmoins, sur le gave de Pau comme dans l’Ossau (Andrieu, 1987) et la Garonne (Andrieu & Jalut, 1987), la glace stagne jusque vers 30-25 000 BP à quelques kilomètres à peine en arrière du LGM. Par contre, dès 26-24 000 BP, la décroissance puis l’arrêt de la sédimentation glacio-lacustre dans les sites d’Estarrès et Castet sur l’Ossau, de Barbazan sur la Garonne traduit une décrue généralisée, attribuée à un accroissement de la sécheresse atmosphérique visible sur l’ensemble des diagrammes polliniques et responsable d’un déficit nival en altitude (Andrieu et al., 1988). Le processus se poursuit jusque vers 16-15 000 BP, moment où “les séries sédimentaires d’altitude [Bious, 1550 m, en Ossau et Freychinèdes, 1350 m, en Ariège] montrent que la haute montagne […] est largement déglacée” (Ibid., 1988). Ne subsistent alors dans les cirques que des glaciers résiduels ayant laissé des moraines aux formes très fraîches, le “stade des cirques” de G. Viers, conçu comme un “Néoglaciaire” par F. Taillefer. Mais le Tardi et le Post-glaciaire sont encore mal connus et, versant N, seuls certains massifs actuellement englacés ont livré une chronologie des épisodes glaciaires holocènes (Gellatly et al., 1992). Ce modèle de déglaciation est retrouvé dans les Pyrénées aragonaises (Vilaplana et Bordonau, 1989 ; Bordonau, 1992 ; Bordonau et al., 1993) où le lac juxtaglaciaire de Llestui est attribué à une phase de stabilisation post-maximum, d’abord datée à plus de 30 000 BP, puis entre 18 et 20 000 BP après la prise en compte de la présence de graphite dans les sédiments.

1.3 - État de la question dans l’est des Pyrénées et nouvelles perspectives

7Les données précises manquent dans les Pyrénées orientales ; les seules datations connues concernent le Tardiglaciaire. On dispose seulement, avec les travaux de G. Viers (1961, 1968) sur le Carlit et les synthèses plus récentes des auteurs espagnols (Marti Bono & Garcia Ruiz Eds., 1994), d’une base cartographique de précision néanmoins inégale. Si l’empreinte glaciaire y est assez précisément établie, ces cartographies ne permettent pas une lecture cohérente et complète des étapes et modalités de la déglaciation würmienne. L’histoire du dernier cycle glaciaire reste donc toute entière à reconstituer. La question est de savoir si l’on peut transposer le modèle chronologique élaboré sur le versant N des Pyrénées, de tendance océanique, ou au contraire s’il faut envisager une évolution originale, proprement méditerranéenne à l’image de celle définie dans les Alpes du sud (Jorda, 1988 ; Jorda et al., 2000) où le LGM se placerait dans le Pléniglaciaire supérieur. Pour les stades ultimes de la déglaciation, la question d’un englacement holocène dans les Pyrénées orientales reste posée, faute ici du repère si utile que fournissent les glaciers actuels dans les Pyrénées centrales. Cette lacune, liée à une LNP potentielle vers 3200 m soit bien au-dessus des plus hauts sommets puisqu’il n’existe que des névés et aucun glacier dans le massif du Montcalm (3143 m), ne permet pas d’appliquer aux derniers stades de la déglaciation la méthode rétrochronologique si fructueuse dans d’autres massifs.

1.4 - Approche méthodologique

8La réalisation d’une cartographie détaillée au 1/25 000 (synthétisée fig. 2) des formes et formations glaciaires et périglaciaires associées, a montré la multiplicité des épisodes locaux de retrait et on propose de proche en proche des corrélations de cordons à cordons plus satisfaisantes. Pour cela, dans la mesure où faciès et états d’altération demeuraient identiques, on s’est appuyé avant tout sur la géométrie et la continuité des cordons latéraux, l’épaisseur des glaciers qu’ils permettent de reconstituer et les hypothèses qui découlent de la taille des bassins d’alimentation, de l’exposition et de la topographie sous-glaciaire. Cette méthode empirique a permis de proposer un modèle spatial assez cohérent des étapes du retrait (fig. 3). Le calage chronologique de ce scénario peut enfin s’appuyer sur le nouveau site daté de la Grave-amont.

9Fig. 2

2 - Le scénario de la déglaciation dans le massif du Carlit

10Entre les fronts würmiens et les moraines des cirques, ce ne sont pas seulement deux étapes de retrait qu’il faut envisager comme le pensait G. Viers (1961, 1968) mais un schéma beaucoup plus nuancé, même si le découpage en complexes terminaux, stades de disjonction et stades des cirques demeure un cadre pratique.

2.1 - Les complexes morainiques terminaux : le LEM et les premiers stades de retrait (stades a - b - c)

11S’il existe des témoins de glaciations pré-würmiennes à la périphérie du Carlit, sur les langues du Capcir et d’Angoustrine (fig. 2), rien de tel dans le complexe de Mont-Louis où le vallum terminal du glacier de la Têt est attribué au Würm (Calvet, 1996, 2004). Ce complexe morainique renferme deux stades de retrait clairement individualisés immédiatement derrière le LGM : les stades Barrès et Borde (fig. 2). Cette chronoséquence de formes, mise en évidence dans l’auge de la Têt, a pu être retrouvée ailleurs.

2.1.1 - Une séquence modèle : le complexe de Mont-Louis

12Le vallum frontal de Mont Louis (fig. 2, stade a) correspond à une accumulation de 60 à 90 m de haut et 600 à 700 m de large composée de plusieurs cordons pressés les uns contre les autres mais tous apparemment raccordés à une même moraine latérale. En rive droite, elle coiffe le haut du versant d’auge et s’enracine au col du Pam vers 2000 m d’altitude. En rive gauche, les moraines du LGM témoignent d’une diffluence vers le Capcir et d’une coalescence des langues de la Têt et de l’Aude (fig. 3-I). Il faut imaginer un glacier puissant et bien alimenté en dépit de son exposition méridionale, épais de 250 m à l’ombilic de la Borde et dont la limite d’équilibre glaciaire (LEG) devait se situer entre 2000 et 2200 m comme l’indique l’altitude d’enracinement des moraines latérales (2000 m au col du Pam, 2150 m au Pla de la Calma) et le confirme la moyenne entre altitude des crêtes (2800 m) et altitude du front (1600 m).

13Bien que tout proche des moraines terminales, le stade Barrès (fig. 2, stade b) s’individualise très bien de ces dernières par un sillon large de 500 m au plus. La séquence morainique se compose de trois cordons échelonnés sur 600 m à l’aval du Pla de Barrès et d’un cordon mal dessiné venant s’étaler à l’amont de l’ombilic. Ces quatre cordons, de hauteur modeste, se fondent dans une moraine latérale unique à peine emboîtée sous celle du Maximum ; ils témoignent donc d’un glacier encore très épais mais en cours de recul rapide à son front. C’est pendant cet épisode que la diffluence vers le Capcir s’éteint progressivement et que s’amorce la disjonction entre les langues de l’Aude et de la Têt, séparées par la moraine médiane de Bernardi.

14A 800 m en arrière du stade Barrès, les moraines de la Borde (fig. 2, stade c) jalonnent une nouvelle phase de stationnement. Le glacier à ce stade n’a plus grand chose à voir avec le puissant organisme précédent (fig. 3-II). En amont de la Borde, sa largeur n’est plus que de 1 km contre 2,5 km au Maximum. La disjonction avec l’Aude est achevée et le glacier de la Têt cantonné au fond de l’auge 120 à 150 m sous la moraine latérale du Maximum. Cela montre bien le caractère généralisé de l’amaigrissement, sensible au front comme sur l’ensemble de la masse glaciaire.

Fig. 2 : Carte des modelés glaciaires et périglaciaires associés.

Fig. 2 : Carte des modelés glaciaires et périglaciaires associés.

Complément de toponymie : 1- cirque de Col Rouge. 2- cirque de Solana Carnicera. 3- Coma dels Forats. 4- cirque de Sobirans. 5- cirques N du pic Carlit. 6- plateau des Etangs du Carlit. Légende : 1- Lignes de crête et principaux sommets. 2- Hautes surfaces non englacées à figurations périglaciaires (a). 3- parois de cirques régularisées (a) et rocheuses (b). 4- Principaux versants d’auge. 5- Zones de transfluence (a) et de diffluence (b). 6- Cordons morainiques préwürmiens. 7- Cordons morainiques du cycle würmien : LGM (a), stade barrès (b), stade borde (c), stades de disjonction (d), stades des cirques (e). 8- glaciers rocheux. 9- vestiges de moraine de fond signalant l’englacement maximum dans les amonts. 10- Site daté à 16 500 BP.

Fig. 3 : Essai de reconstitution du domaine englacé aux différents stades de retrait.

Fig. 3 : Essai de reconstitution du domaine englacé aux différents stades de retrait.

2.1.2 - Le glacier de plateau du Carlit et ses émissaires

2.1.2.1 - Caractères de l’englacement maximum

15Vers les amonts, ce sont avant tout les formes d’érosion qui servent de guide. On reconstitue (fig. 3-I) un vaste glacier de plateau manifestement peu mobile et mince à son extrémité SW comme le montre le récurage très imparfait des arènes qui feutrent les plas de Maurà (fig. 2). Bien que plus épaisse et plus mobile sur le plateau des Etangs où le manteau d’arène est à peu près totalement récuré, la glace est cantonnée en contrebas des crêtes, du pic de Col Rouge au Carlit. Par contre, à l’amont de la Grave et autour du Péric, il faut admettre un engorgement beaucoup plus important, voire un véritable dôme glaciaire puisqu’un placage de moraine à 2635 m sur la Porteille Gran oblige à envisager une série de transfluences vers les bassins de l’Oriège, du Carol et les Camporeils (fig. 2). Dans ce secteur du massif, plus ouvert aux flux humides de NW, l’épaisseur de la glace dépasse 200 m dans la Llose et plus de 400 m dans l’auge de la Grave comme l’indiquent en rive gauche le modelé des versants jusqu’à 2500 m et un placage morainique à 2465 m entre la Grave et la Llose. Un peu en aval, vers la Balmette, la glace atteint encore une épaisseur de 250 m, comme en atteste la limite supérieure des placages morainiques au flanc de la serre des Alarbs (fig. 2). On est pourtant là dans une zone de diffluences multiples autour de lanières de plateau manifestement restées déglacées : en témoignent les épais feutrages d’arène qui les coiffent et les restes de grands cercles de pierres périglaciaires.

16La dissymétrie SW-NE de l’englacement a son reflet dans l’ampleur extrêmement variable des émissaires issus du glacier de plateau. Plus que l’altitude des fronts, c’est la longueur et la géométrie des langues qui illustrent le caractère de plus en plus indigent de l’englacement vers le SW (fig. 3-I). Ainsi s’opposent les puissants organismes orientaux, suffisamment alimentés pour confluer à l’aval et dessiner des lobes de piémont, et les langues méridionales de plus en plus courtes et toujours cantonnées en fond de vallée. Celle d’Angoustrine canalisait dans une auge étroite la glace du plateau des Etangs et une partie de celle du haut bassin de la Têt et venait mourir entre 1300 m et 1250 m d’altitude. La langue de Brangoli atteignait 1700 m au débouché d’un mince glacier de plateau probablement coalescent au Maximum avec celui du Carlit ; plus à l’W, aucun témoin frontal net n’est conservé dans la vallée de Béna.

2.1.2.2 - La dynamique du retrait

17Le scénario établi dans le complexe de Mont Louis est plus difficile à retrouver dans les autres secteurs. Néanmoins, il existe quelques jalons permettant d’esquisser des corrélations. A l’W, les cordons multiples des Estagnets (fig. 2), interprétés par G. Viers (1968) comme des stades de retrait, correspondent en fait pour leur partie externe au LGM (stade a) et pour le puissant cordon interne probablement au stade Barrès (stade b). En effet vers l’aval, ces deux cordons se confondent dans une même moraine latérale que sa position très haute en rive droite de l’auge d’Angoustrine oblige à attribuer au Maximum. Le stade Barrès ne se différencie donc, ici aussi, que dans les secteurs de glace mince (fig. 3-I). Plus à l’W, les plateaux de Béna et de Maurà sont encore englacés mais déjà déconnectés du plateau glaciaire principal comme l’indique le tracé amont du cordon Estagnets interne.

18Plus en arrière, le cordon externe du complexe des Soccaradres, enraciné à 2450 m, représente le stade Borde (fig. 2, 3-II, stade c). Le bassin d’alimentation du plateau se limite désormais vers l’W au cirque du Col Rouge et la disjonction est acquise avec les Estagnets, où ne persiste plus qu’un glacier de cirque descendant à 2200 m ; plus à l’W on présume une disparition rapide des vestiges glaciaires de Maurà et de Béna. Ce cordon Soccarades externe se prolonge clairement vers l’aval au flanc droit de l’auge d’Angoustrine, en amont de la chapelle St Martin. Il indique une langue épaisse de 200 m dont le front présumé se tient vers 1450 m (reste d’un cône proglaciaire). Le fort amaigrissement dont témoigne le stade Borde implique certainement la déglaciation du triangle SE du plateau des Etangs jalonné par les cordons latéraux des Llèbres et des Ribes (fig. 2) ; ce dernier est d’ailleurs symétrique du cordon Soccarades externe de part et d’autre de l’auge de Mesclan d’Aygues. Dans ce secteur occidental du Carlit, dès les premiers stades de retrait (représentés ici par les moraines des Estagnets et des Soccarades), se développe un faciès de moraine chaotique à très gros blocs granitiques. Cela suggère des glaciers noirs très chargés, alimentés en débris par une puissante fragmentation des murailles de cirque en voie de déglaciation, soumis à une ablation intense du fait de l’exposition, et de plus en plus mal alimentés en raison de leur position d’abri.

19Vers le NE, les diffluences du secteur de la Balmette fonctionnent très largement et tardivement vers le lac d’Aude et vers les auges de Balcère et de la Lladure où on peut tenter de retrouver les stades définis sur la Têt (fig. 2). Le stade Barrès peut-être corrélé avec une série de cordons frontaux en arrière du vallum de Formiguères dans une position montrant la persistance de la confluence Lladure-Balcère. Ces moraines se relient au grand cordon des Angles avec une géométrie qui prouve que, comme sur la Têt, la langue a gardé toute sa puissance à l’amont. Par contre, d’autres cordons impliquant des langues plus minces et une disjonction entre Balcère et Lladure, peuvent représenter le stade Borde. Dans le Galbe, la moraine d’Espousouille jalonne une phase de net amaigrissement de la langue glaciaire rapportée ici encore au stade Borde.

2.2 - Les stades de disjonction (stades d)

2.2.1 - Le cas des langues de vallée de la Têt et de l’Angoustrine

20C’est dans les auges de la Têt et d’Angoustrine, prolongées à l’amont par la Grave, qu’on lit le scénario le plus détaillé, jusqu’à 6 stades regroupés en trois ensembles (fig. 3-III, 3-IV, 3-V). Les stades Bouillouses-aval (fig. 3III) manifestent les derniers moments de la diffluence TêtAngoustrine. La moraine des Aveillans (1700 m au front) traduit un glacier encore assez puissant pour franchir le seuil de Malpàs, où s’enracine le cordon latéral à 2100 m (fig. 2). Cela implique que plus en amont les diffluences de Balcère et peut-être de l’Aude sont encore fonctionnelles (fig. 3-III). Vers l’aval, la masse de glace est suffisante pour ennoyer partiellement les bosses rocheuses du secteur de Pradeille et s’engouffrer largement dans l’auge d’Angoustrine au moins jusqu’à 1830 m, sinon un peu plus en aval. Les moraines de Pradeille, mieux dessinées, indiquent un stade sensiblement en retrait (front à 1930 m). Le tracé de la moraine de rive gauche, qui barre l’étang de Pradeille et celui du Reco, montre que la diffluence Têt-Angoustrine est encore fonctionnelle mais fortement amaigrie. Dès lors, vue l’altitude des seuils, le sillon du Malpàs est nécessairement abandonné et la disjonction avec l’Aude effective. Plus en amont on présume un maintien plus tardif des diffluences vers Balcère et la Lladure.

21Le stade Bones Hores (fig. 3-IV) correspond à un volumineux cordon latéral et frontal situé immédiatement en aval du barrage des Bouillouses (fig. 2). Ce cordon s’accroche au verrou qui porte l’hôtel à 2050 m, ce qui montre le caractère très abâtardi du glacier de la Têt, cantonné au fond de son auge. A ce stade la disjonction Têt-Angoustrine est effective mais la question d’une confluence avec la glace du plateau des Etangs se pose encore. Plus en amont, la diffluence vers Balcère, vue la faible altitude du seuil, est encore partiellement active mais le seuil des Alarbs est déglacé et la continuité coupée avec le plateau des Camporeils.

22Les stades Grave-aval (fig. 3-V) jalonnent le retrait du dernier glacier de vallée de ce secteur du massif. La position et le faciès des moraines latérales montrent qu’il s’agit d’un glacier blanc, dont l’épaisseur décroît de 200 m à 130 m puis 70 m avant de céder la place à un glacier noir comme l’indique la moraine d’ablation chaotique au plancher de l’auge vers 2100 m. La moraine latérale la plus récente s’enracine à 2350 m, ce qui donne une estimation pour la LEG dans ce secteur.

2.3.1 - De véritables moraines de glacier blanc

23Ce sont de petits cordons de 3 à 4 m de haut maximum mais très nettement dessinés ce qui les distingue des stades de disjonction dont le modelé est toujours plus émoussé. On les rencontre (fig. 2) au plancher ou au débouché des cirques qui échancrent les hauts sommets, pas nécessairement en exposition N, car les suralimentations neigeuses par flux de NW favorisent les cirques exposés à l’E et au SE. Les mieux alimentés offrent les séquences morainiques les plus riches. On compte jusqu’à 3 ou 4 vallum frontaux parfaitement individualisés dans les cirques de Col Rouge, de Solana Carnicera, du pic Carlit et de la Grave. Les cordons les plus bas (fig. 3VI) correspondent à des glaciers coalescents encore suffisamment épais pour nourrir une esquisse de langue dont le front se tient à 2270 m au débouché de Col Rouge et de Solana Carnicera (soit une LEG vers 2535 m), à 2280 m dans la Coma dels Forats (soit une LEG de 2590 m), et 2150 m à l’amont de la Grave (soit une LEG de 2425 m). Les plus hauts traduisent un relèvement d’une centaine de mètres de la LEG et un morcellement du système glaciaire. Il ne reste plus alors que de modestes appareils cantonnés au fond des cirques les plus élevés, à plus de 2450 m à Col Rouge et Solana Carnicera, plus de 2550 m dans les cirques orientaux du Carlit, plus de 2600 m au N du pic Carlit et plus de 2400 m dans les cirques de la

24Grave. A ces stades, plus encore qu’aux stades Graveaval, ce n’est pas un scénario global ayant une signification chronologique valable à l’échelle du massif que l’on restitue mais de simples histoires individuelles, valables à l’échelle du cirque ou du tronçon de vallée et probablement diachronique d’un site à l’autre.

2.2.2 - Le cas des glaciers de plateau : des Etangs du Carlit aux Soccarades

25Ici, les stades de disjonction se télescopent quelques peu en raison d’une exposition favorable à une ablation accélérée. On ne distingue en général que deux étapes de retrait, l’une attribuée aux stades Bouillouses-aval, l’autre à un stade ultérieur sans que l’on puisse trancher entre Bones Hores et Grave-aval. Aux stades Bouillouses-aval (fig. 3-III), le glacier de plateau alimente encore vers l’E l’auge des Bouillouses. Par contre, le triangle SE, déglacé dès le stade Borde, s’est encore agrandi et la langue de Mesclan d’Aygues ne conflue plus avec celle d’Angoustrine. Plus à l’W, on corrèle aisément ce stade avec la moraine interne des Soccarades (fig. 2) qui montre un recul d’1 km de l’englacement sur sa marge méridionale. Une deuxième étape correspond à la disparition de la langue de Mesclan d’Aygues et la formation de lobes de piémont individualisés au débouché des cirques (fig. 3-IV, 3-V). Seul le lobe issu du cirque de Sobirans offre deux stades de retrait nets avec le vallum de Gombau puis celui du Llat (fig. 2) dont la moraine s’enracine en rive droite à 2400 m, altitude minimum pour la LEG.

2.3 - Les stades des cirques (stades e)

26Les “formations à blocs des cirques”, décrites par G. Viers comme une seule catégorie de genèse glaciaire mal définie, renferment en fait deux types bien différenciés de formes et de dépôts.

2.3.2 - Des glaciers rocheux

27Ils offrent l’aspect classique de champs de blocs grossiers, tavelés de lichens, partiellement colonisés par les graminées, plus exceptionnellement piquetés par les ligneux, genévriers, genêts voire pins à crochets. Leur surface chaotique est accidentée par des bourrelets arqués, des sillons et des creux parfois profonds qui suggèrent la fonte de culots de glace et la décrépitude de ces formes non fonctionnelles actuellement. Leur front, en guirlande de pied de versant ou en grosse langue dans l’axe des cirques, offre cependant un talus toujours raide. Ils ne se situent pas nécessairement en exposition N mais sont toujours associés aux versants rocheux les plus raides et aux grands tabliers d’éboulis (fig. 2). Dans les cirques, les glaciers rocheux butent toujours derrière les dernières moraines vraies ce qui a permis de les attribuer pour l’essentiel à la fin de la phase glaciaire dans un contexte de détente des parois et une ambiance climatique de froid sec encore très vif. Néanmoins, leur altitude s’avère très variable. Ils sont fréquents jusqu’à 2500-2400 m mais les fronts de quelques-uns se situent beaucoup plus bas, comme ceux de l’ubac de la Lladure (1850 m) et du Roc d’Aude (1900 m) et ont dû se mettre en place lors d’épisodes précoces de la déglaciation. Dans les cirques les plus élevés et les mieux exposés (cirque des Forats et cirque N du pic Carlit à 2600 m), quelques glaciers rocheux offrent des formes très fraîches tant à leur front que sur les bourrelets qui les accidentent. De petits névés permanents à l’amont suggèrent l’existence de poches de pergélisol résiduel et il n’est pas exclu d’envisager leur réactivation périodique au cours de l’Holocène. L’absence de tout glacier rocheux dans le cirque E du Carlit, à plus de 2600 m, en dépit d’un cadre topographique favorable, pose problème. C’est le seul indice qui nous permet d’envisager éventuellement la persistance très tardive d’un petit glacier véritable.

3 - Un complexe morainique daté : le site de la Grave-amont

28A l’amont de la vallée de la Grave, l’entaille du torrent dévoile une séquence sédimentaire brève mais d’un grand intérêt. Elle fournit un ancrage chronologique fiable qui confirme, avec une précision jusqu’alors inégalée, le caractère particulièrement précoce et généralisé de la déglaciation pressenti à Bious comme à Freychinèdes, dans les Pyrénées centrales et ariégeoises (Andrieu et al., 1988). La coupe montre (fig. 4), à la base, un niveau organique très argileux de teinte gris foncé dans lequel sont interstratifiés des lits de sphaigne quasi intacte. Ces lits, épais de 4 à 5 cm et parfaitement continus, ont fait l’objet des trois datations C14 concordantes autour de 16 500 BP. A partir de 230 cm, un remplissage lacustre d’argiles beiges assez homogènes surmonte la tourbière sans hiatus stratigraphique apparent. Il est à son tour coiffé, dès 180 cm, par un lit de cailloutis relativement grossiers, jusqu’à 5 cm de grand axe, probablement des dropstones, dans une matrice argileuse. Dès 170 cm, vient un remplissage deltaïque progradant, d’abord fin avec alternance de lits argilo-limoneux et sablo-limoneux puis franchement sableux et disposés en lentilles obliques de sables plus ou moins fins et plus ou moins limoneux. Enfin, une nouvelle passée graveleuse marque, à partir de 100 cm, le début d’une sédimentation torrentielle tout à fait caractéristique avec galets et gros blocs jusqu’à 50 cm de grand axe clairement relevés vers l’aval dans une matrice sablo-graveleuse. Ce cône torrentiel est incontestablement d’origine proglaciaire comme le montre le raccord parfaitement continu avec la moraine frontale situé 70 m en amont, en l’occurrence la moraine la plus basse du stade des cirques (fig. 2). Cette séquence sédimentaire inhabituelle où un remblaiement lacustre succède à un dépôt tourbeux appellera une explication ; d’autre part, le sondage n’a pu atteindre la base des tourbes.

Fig. 4 : Le site de la Grave-amont : la coupe et le contexte géographique.

Fig. 4 : Le site de la Grave-amont : la coupe et le contexte géographique.

4 - Discussion : une montagne précocement déglacée

29Une tourbière à 2150 m d’altitude dans la vallée de la Grave dès 16 500 BP, cela signifie qu’avant même le Tardiglaciaire, encore dans le Pléniglaciaire supérieur, la glace s’est retirée tout à l’amont de la vallée, dans les cirques, jusqu’à une altitude cependant indéterminée. Le fait que la déglaciation soit alors aussi avancée dans ce qui apparaît constamment comme le secteur le mieux alimenté du massif (fig. 3) suggère à quel point le retrait glaciaire a dû être rapide et précoce sur les plateaux et cirques méridionaux où on restitue, dès les tous premiers stades de retrait, un glacier noir de plus en plus moribond sous une masse informe de moraines rocheuses (Estagnets et Soccarades). Le cône proglaciaire sus-jacent et sa moraine sont immédiatement postérieurs à l’interstade durant lequel se développe la tourbière datée. En effet la stratigraphie montre clairement une séquence continue. D’autre part on ne comprendrait pas la conservation d’une tourbière au plancher de cette vallée étroite et dans l’axe du talweg si elle n’avait été rapidement fossilisée. On exclut donc un hiatus de longue durée, qui conduirait à rajeunir exagérément le complexe morainique. A fortiori on exclut aussi, et pour les mêmes raisons, l’idée que la tourbière aurait survécu à une pulsation glaciaire qui se serait avancée plus en aval dans la vallée. La mise en eau de la tourbière et l’apparition d’un petit laquet, profond au plus de 1,3 m, sont probablement à relier à la récurrence glaciaire dont témoigne la moraine amont et aux modifications environnementales qu’elle induit. La fermeture de l’ombilic n’est pas liée à des apports détritiques latéraux, inexistants sur le site ; il faut donc envisager soit des glissements dans la moraine d’ablation aval entaillée en gorge par le torrent, soit plus vraisemblablement d’épais culots d’avalanches issus des versants de l’auge, particulièrement en rive droite où la géométrie des crêtes permet la formation, visible actuellement en situation hivernale, de puissantes corniches de neige par vent dominant de NW. On retiendra donc un âge de l’extrême fin du Pléniglaciaire supérieur, voire du Dryas le plus ancien pour cette première moraine du stade des cirques.

30L’âge des cordons situés en amont, dans les cirques, demeure plus spéculatif. Le seul argument est de type indirect et vaut pour l’ensemble du massif. Il prend en compte une estimation de l’altitude de la limite supérieure des forêts à l’Alleröd, fondée sur la recherche de stomates de Pinus Uncinata (Reille & Andrieu, 1993). Les auteurs fixent cette limite vers 1700 m à partir des sondages de la Restanque (1620 m) et du Laurenti (1860 m) situés en Donnezan, un peu au NE du Carlit. Par comparaison avec l’Actuel, où on observe un écart minimum de 1000 m entre la limite supérieure naturelle des forêts (2200 m) et la LEG potentielle (3200 m), on suppose que la LEG à l’Alleröd devait se tenir au moins à 2700 m au N du massif. Dans ces conditions, la déglaciation du système Têt-Angoustrine est alors pratiquement achevée et seuls quelques cirques, les plus élevés autour du pic Carlit, sont susceptibles d’abriter encore quelques plaques de glace exiguës. Le développement ultérieur et généralisé des glaciers rocheux, en arrière des moraines vraies voire à leur détriment, ne peut donc se placer que pendant le Dryas récent, eut égard à leur caractère largement fossile et végétalisé, ici encore à l’exception des plus élevés où des réactivations holocènes sont probables.

31Cette montagne est évidemment trop basse, trop méridionale et trop sèche pour envisager des traces d’englacement holocène, voire du Petit Âge de Glace. Un seul site entretient le doute, le cirque oriental du Carlit, au plancher situé à 2700 m, presque totalement récuré et dépourvu de glacier rocheux. Que les derniers glaciers de cirque du massif aient pour l’essentiel disparu au cours du Dryas ancien et de l’Alleröd, et ne soient manifestement pas réapparus au Dryas récent s’accorde bien avec l’image plutôt sèche des péjorations climatiques que procurent les diagrammes polliniques régionaux (Reille & Lowe, 1993). Cela n’est évidemment valable que pour la zone étudiée et a fortiori pour les autres massifs des Pyrénées méditerranéennes, moins élevés et moins enneigés : on sait par exemple qu’au Madrès la déglaciation des cirques est totale dès avant le Dryas ancien comme le montre le sondage pollinique du Gourg Nègre à 2080 m d’altitude. Par contre, il est prématuré d’étendre ces conclusions au versant ariégeois du massif, où les contrastes thermiques et d’enneigement considérables au regard de la façade méditerranéenne laissent présager un possible englacement plus tardif des cirques.

5 - Conclusion

32Le principal apport de cette étude est de fixer à 16 500 BP la disparition totale et définitive des grands glaciers de vallées du massif du Carlit. Cela montre la très grande précocité de la déglaciation de la haute montagne pyrénéenne sur sa façade méditerranéenne comme dans le reste de la chaîne. Cela confirme aussi, mais de façon beaucoup plus indirecte, l’ancienneté du LGM. En effet, l’existence de huit stades de retrait entre le Maximum et les cirques s’accorde mal avec le scénario de décrue glaciaire extrêmement rapide que supposerait un LGM contemporain du dernier pic de froid attesté mondialement vers 18-20 000 BP. On conçoit au contraire très bien, pour le massif du Carlit à l’image de ce qui a été défini dans les Pyrénées centrales, un LGM Pléniglaciaire inférieur, assez rapidement suivi d’un recul d’abord modeste jusque vers 30-25 000 BP, représenté peut-être par les stades Barrès et Borde, puis d’une régression et d’un amaigrissement beaucoup plus généralisée des émissaires, dès 26-24 000 BP dans une ambiance toujours froide mais de plus en plus sèche, attribuable aux stades de disjonction. Cela expliquerait bien le développement de glaciers rocheux précoces à basse altitude, très probablement contemporains des stades glaciaires des cirques voire des épisodes de disjonction. C’est aussi en accord avec le développement de glaciers noirs tout au long de la déglaciation sur les plateaux méridionaux du Carlit où le faciès si typique de moraine à blocs des Estagnets aux Soccarades n’a, contrairement à l’usage qu’en avait fait Viers (1961, 1968), aucune signification chronologique mais résulte de conditions topo-climatiques particulières. Quant aux stades des cirques ils sont nécessairement postérieurs à 16 500 BP et seuls des arguments locaux indirects ont permis d’attribuer les derniers glaciers véritables au Dryas ancien, la déglaciation étant quasi totale et définitive sur ce versant du massif du Carlit dès l’Alleröd.

33Si la chronologie proposée est comparable pour l’essentiel au modèle établi dans les Pyrénées Centrales et tout récemment confirmé dans les Monts Cantabriques (Jiménez Sanchez & Farias Arquer, 2002) comme dans les Pyrénées aragonaises (Garcia-Ruiz et al., 2003), la déglaciation généralisée des massifs méditerranéens semble néanmoins avoir été plus radicale et plus précoce. Les glaces sont réfugiées dans les cirques dès 16 500 BP et les cirques sont pratiquement dépourvus de tout glaciers dès l’Alleröd, a fortiori lors des petites péjorations holocènes. Cette brièveté de l’emprise glaciaire généralisée, transposable probablement aux cycles antérieurs, pourrait expliquer la faiblesse relative de la morphogenèse glaciaire et le maintien d’épais lambeaux d’altérites meubles jusqu’au plancher des cirques et des auges.

34ANDRIEU, V., 1987 - Le paléoenvironnement du piémont nord-pyrénéen occidental de 27 000 BP au Postglaciaire : la séquence d’Estarrès (Pyrénées Atlantiques, France) dans le bassin glaciaire d’Arudy. ComptesRendus de l’Académie des Sciences, Paris, 304 (II), 103-108.

35ANDRIEU, V., HUBSCHMAN, J., JALUT, G. & HERAIL, G.,

361988 - Chronologie de la déglaciation des Pyrénées françaises. Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du Quaternaire, 34-35, (2-3), 55-67.

37ANDRIEU, V., JALUT, G., 1987 - Le paléoenvironnement de la moyenne montagne garonnaise de la phase de progression du glacier würmien à l’actuel. Approche palynologique et sédimentologique préliminaire. 10° symposium APLF : “Palynologie, écologie, paléoécologie”, Talence, CEGET-CNRS éds., 17-18.

38BAKALOWICZ, M., SORRIAUX, P. & FORD, D.C., 1984 - Quaternary glacial events in the Pyrenees from U-series dating of speleothems in the Niaux-Lombrives-Sabat caves, Ariège, France. Norsk geogr. Tidsskr., oslo, 38, 193-197.

39BARRERE, P., 1963 - La période glaciaire dans l’ouest des Pyrénées centrales franco-espagnoles. Bulletin de la Société géologique de France 7, V, 516-526.

40BIROT, P., 1937 - Recherches sur la morphologie des Pyrénées-Orientales franco-espagnoles. Thèse de Doctorat d’Etat. Baillère & fils éd., Paris, 311 p.

41BORDONAU I IBERN, J., 1992 - Els complexos glacio-lacustres relacionats amb el darrer cicle glacial als pirineus. Geoforma édiciones, Logroño, 251 p.

42BORDONAU, J., VILAPLANA, J.M. & FONTUGNE, M., 1993 -

43The Glaciolacustrine complex of Llestui (Central Southern Pyrénées) : A key-locality for the chronology of the last glacial cycle in the Pyrenees. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 316 (II), 807-813.

44CALVET, M., 1996 - Morphogenèse d’une montagne méditerranéenne : Les Pyrénées Orientales. Document du BRGM n° 255, éd. BRGM. Thèse de Doctorat d’Etat soutenue en 1994, Paris I, 1177 p.

45CALVET, M., 2004 - The Quaternary glaciation of the Pyrenees. In : J. Ehlers et Pl. Gibbard Eds., Quaternary Glaciations-Extent and Chronology, part I : Europe, Elsevier, 119-128.

46GARCIA-RUIZ, J.M., VALERO-GARCES, B.L., MARTI-BONO, C. & GONZALEZ-SAMPERIZ, P., 2003 - Asynchroneity of maximum glacier advances in the central Spanish Pyrenees. Journal of Quaternary science, 18, (1),61-72.

47GELLATLY, A.F., GROVE, J.M. & SWITSUR, V.R., 1992 - MidHolocene glacial activity in the Pyrenees. The Holocene, (2,3), 266-270.

48GOURINARD, Y., 1971 - Les moraines de la basse vallée du Carol entre

49Latour et Puicerda (Pyrénées orientales franco-espagnoles). ComptesRendus de l’Académie des Sciences, Paris, 272(D), 3112-3115.

50HERAIL, G. & JALUT, G., 1986 - L’obturation de Sost (hauteGaronne) : données nouvelles sur le paléo-environnement de la phase de progression du glacier würmien dans les Pyrénées centrales. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 303(II), 743-748.

51HUBSCHMAN, J., 1984 - Glaciaire ancien et glaciaire récent : analyse comparée de l’altération de moraines terminales nord-pyrénéennes. Colloque Montagnes et Piémonts, Toulouse 12-15 mai 1982, Revue Géographique des Pyrénées et du Sud-Ouest, Toulouse, I, 313-332.

52JALUT, G., 1977 - Végétation et climat des Pyrénées Méditerranéennes depuis quinze mille ans. Thèse de Doctorat de science soutenue en 1974, Univ. P. Sabatier, Toulouse, Archives d’Ecologie Préhistorique éd., 2 t., 141 p., 32 pl. HT.

53JIMENEZ SANCHEZ, M. & FARIAS ARQUER, P., 2002 - New radiometric and geomorphologic evidences of a last glacial maximum older than 18 ka in SW European mountains : the example of Redes Natural Park (Cantabrian mountains, NW spain). Geodinamica Acta, 15, 93-101.

54JORDA, M., 1988 - Modalités paléoclimatiques et chronologiques de la déglaciation würmienne dans les Alpes françaises du Sud (Bassin durancien et Alpes de Haute Provence. Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du. Quaternaire, 34-35, (2-3), 111-122.

55JORDA, M., ROSIQUE, T. & EVIN, J., 2000 - Données nouvelles sur l’âge du dernier maximum glaciaire dans les Alpes méridionales françaises. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 331, 187-193.

56MARDONES, M. & JALUT, G., 1983 - La tourbière de Biscaye (alt. 409 m, hautes Pyrénées) : approche paléoécologique des 45 000 dernières années. Pollen et spores, XXV, (2), 163-211.

57MARTI BONO, C. & GARCIA RUIZ, J.M. Eds, 1994 - El glaciarismo surpirenaico : nuevas aportaciones. Geoforma édiciones, Logroño, 142 p., 5 pl. HT.

58MONJUVENT, G. & NICOUD, G., 1988 - Modalités et chronologie de la déglaciation würmienne dans l’arc alpin occidental et les massifs français : Synthèse et réflexions. Colloque Modalités et chronologie de la déglaciation würmienne dans l’arc alpin occidental et les massifs français (Pyrénées, Massif central, Jura, Corse). Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du. Quaternaire, 34-35, (2-3), 147-156.

59REILLE, M., 1990 - La tourbière de la Borde (Pyrénées-Orientales, France) : un site clé pour l’étude du Tardiglaciaire sudeuropéen. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 310(II), 823-829.

60REILLE, M. & ANDRIEU, V., 1993 - Variations de la limite supérieure des forêts dans les Pyrénées (France) pendant le Tardiglaciaire. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 272(D), 3112-3115.

61REILLE, M. & LOWE, J.J., 1993 - A re-evaluation of the vegetation history of the eastern pyrenees (France) from the end of the last glacial to the present. Quaternary Science Reviews, (12), 47-77.

62SORRIAUX, P., 1981 - Etude et datation de remplissages karstiques : nouvelles données sur la paléogéographie quaternaire de la région de Tarascon (Pyrénées ariégeoises). Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 293(II), 703-706.

63TAILLEFER, F., 1969 - Les glaciations des Pyrénées. In Actes VIII° congrès international INQUA, Supplément du Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du. Quaternaire, 19-32.

64VIERS, G., 1961 - Le glaciaire du massif du Carlit (Pyrénées-Orientales) et ses enseignements. Revue Géographique des Pyrénées et du Sud-Ouest, Toulouse, 32, (1), 5-33.

65VIERS, G., 1963 - Les moraines externes de Cerdagne et du Capcir (Pyrénées-Orientales, France). In Report of the VI international congress on Quaternary (Warsaw,1961), INQUA, Lodz, 285-296.

66VIERS, G., 1968 - La carte du relief glaciaire des Pyrénées. Feuille de Mont-Louis au 50 000ème (Pyrénées orientales). Revue Géographique des Pyrénées et du Sud-Ouest, Toulouse, 39, (4), 429-434, 2 planches hors-texte.

67VILAPLANA, J.M. & BORDONAU, J., 1989 - Dynamique sédimentaire lacustre de marge glaciaire : le paléolac de Llestui (Noguera Ribagorçana, Versant sud des pyrénées). Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du Quaternaire, (4), 219-224.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation du massif du Carlit dans l’espace pyrénéen. 1-Domaine d’extension du Maximum würmien (d’après Calvet, 2004), 2-domaine d’étude.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/198/img-1.jpg
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URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/198/img-2.jpg
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Titre Fig. 2 : Carte des modelés glaciaires et périglaciaires associés.
Légende Complément de toponymie : 1- cirque de Col Rouge. 2- cirque de Solana Carnicera. 3- Coma dels Forats. 4- cirque de Sobirans. 5- cirques N du pic Carlit. 6- plateau des Etangs du Carlit. Légende : 1- Lignes de crête et principaux sommets. 2- Hautes surfaces non englacées à figurations périglaciaires (a). 3- parois de cirques régularisées (a) et rocheuses (b). 4- Principaux versants d’auge. 5- Zones de transfluence (a) et de diffluence (b). 6- Cordons morainiques préwürmiens. 7- Cordons morainiques du cycle würmien : LGM (a), stade barrès (b), stade borde (c), stades de disjonction (d), stades des cirques (e). 8- glaciers rocheux. 9- vestiges de moraine de fond signalant l’englacement maximum dans les amonts. 10- Site daté à 16 500 BP.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/198/img-3.jpg
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Titre Fig. 3 : Essai de reconstitution du domaine englacé aux différents stades de retrait.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/198/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 60k
Titre Fig. 4 : Le site de la Grave-amont : la coupe et le contexte géographique.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/198/img-5.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Magali Delmas, « La déglaciation dans le massif du Carlit (Pyrénées orientales) : approches géomorphologique et géochronologique nouvelles »Quaternaire, vol. 16/1 | 2005, 45-55.

Référence électronique

Magali Delmas, « La déglaciation dans le massif du Carlit (Pyrénées orientales) : approches géomorphologique et géochronologique nouvelles »Quaternaire [En ligne], vol. 16/1 | 2005, mis en ligne le 01 mars 2002, consulté le 26 mars 2025. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/198 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.198

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Auteur

Magali Delmas

.Médi-Terra, Département de géographie, Université de Perpignan, 52 av. Paul Alduy, 66860 PERPIGNAN (magali.delmas@univ-perp.fr) et GEOLAB,UMR 6042 CNRS

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