Les datations ¹⁰Be présentées dans ce papier ont été financées par le programme Reliefs de la Terre de l’INSU et par l’équipe de recherche en géo-environnement MÉDI-TERRA de l’université de Perpignan Via Domitia. Les auteurs remercient Patrick Sorriaux pour ses précieuses indications concernant le remplissage karstique de Niaux et Guillaume Lacquement pour la traduction du texte en allemand d’Albrecht Penck (1894).

1 - Introduction

1L’établissement d’une chronologie relative des séquences de formes et de dépôts glaciaires et la reconstitution paléogéographique des stades d’englacements associés restent un préalable nécessaire à toute tentative de datation absolue, quelle que soit la méthode utilisée, car cela permet d’extrapoler à l’échelle de l’ensemble du bassin glaciaire les données chronologiques acquises ponctuellement, à l’échelle du site. Ceci est particulièrement utile dans le cas de datations par les nucléides cosmogéniques produits in situ car le caractère ubiquiste des cibles d’échantillonnage (le quartz pour le ¹⁰Be et ²⁶Al, le calcaire pour le ³⁶Cl) permet de multiplier les mesures et de disposer, in fine, de jalons chronologiques en relation avec chacun des stades d’englacement identifiés sur le bassin glaciaire. Or, comme pour toutes les méthodes de datation, l’interprétation des datations ¹⁰Be nécessite une analyse critique qui consiste à raisonner (i) à l’échelle du site d’échantillonnage sur l’histoire d’exposition des surfaces rocheuses échantillonnées, et (ii) à l’échelle du bassin glaciaire afin de tester la cohérence interne des données cosmogéniques ainsi que, éventuellement, la compatibilité de ces données avec d’autres données chronologiques disponibles pour le bassin et/ou avec des données paléoenvironnementales régionales.

2Le bassin glaciaire ariégeois est le plus oriental des grands glaciers de vallée composites nord-pyrénéens (fig. 1). Il a fait l’objet depuis la fin du 19^ème siècle de plusieurs travaux d’inventaire des formes et des formations glaciaires. Ces travaux fournissent une base descriptive et cartographique d’une très grande richesse mais dont les attributions chronologiques et les corrélations cartographiques sont largement critiquables car fondées sur des paradigmes et des conceptions du Quaternaire que l’on sait aujourd’hui obsolètes. Après un retour critique sur ce siècle de travaux, on s’attachera ici à présenter les données chronostratigraphiques et paléogéographiques récemment acquises au sujet de ce bassin glaciaire. L’objectif est de montrer comment la mise en place d’une chronologie relative détaillée des formes et formations glaciaires suivie d’une reconstitution paléogéographique de plusieurs stades d’englacement a permis de tirer parti au mieux des datations absolues (¹⁰Be, ¹⁴C et U-Th) récemment acquises (Delmas et al., 2011) ou déjà publiées (Sorriaux, 1981, 1982 ; Jalut et al., 1982 ; Bakalowicz et al., 1984) sur l’ensemble du bassin glaciaire.

2 - Un siècle de travaux sur les glaciations quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises

2.1 - les premiers auteurs : de Penck à Faucher et Goron

3La première synthèse concernant « La période glaciaire dans les Pyrénées » est l’œuvre d’A. Penck lui-même (Penck, 1883) mais, dans ce texte, l’auteur ne relate pour l’Ariège que les observations réalisées par ses devanciers (Charpentier, Durocher, Braun, Garrigou, Zirkal) faute d’avoir pu prolonger jusqu’à l’extrémité orientale de la chaîne son exploration du glaciaire pyrénéen. Quelques années plus tard, A. Penck revient dans les Pyrénées et, cette fois, commence son périple par l’est de la chaine. Les observations qu’il compile alors concernent à la fois la « Tertiärperiode » et la « Diluvialperiode » (Penck, 1894). Dans la vallée de l’Ariège, A. Penck décrit une terrasse à graviers, la terrasse de Montgaillard, clairement raccordée au front morainique de Garrabet. L’auteur rapporte par ailleurs que c’est seulement en amont de ce front morainique qu’il observe les premières traces évidentes de polissage glaciaire. Cette observation sera reprise par ses successeurs immédiats (Mengaud, 1910 ; Depéret, 1923), qui situent au vallum de Garrabet le point d’extrême avancée des glaciations quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises. Contrairement à A. Penck (1883, 1894) qui ne fait à aucun moment référence à la chronologie des dépôts glaciaires ariégeois, un an après la parution de la grande synthèse alpine de Penck & Brückner (1901-1909), M. Mengaud (1910) corrèle les vallums morainiques du bassin de Tarascon à deux périodes glaciaires distinctes, le Riss pour le vallum de Garrabet et le Würm pour celui d’Arignac, dans la mesure où ces constructions morainiques se raccordent à deux niveaux de terrasses fluvioglaciaires clairement déboités dans le bassin de Foix-Montgaillard. Quelques années plus tard, C. Depéret (1923) individualise un troisième niveau de terrasse et, sur ces bases, corrèle les trois vallums morainiques de Garrabet, de Bompas-Arignac et de Bernière aux trois glaciations alpines Mindel, Riss et Würm. Mais l’argumentation ne repose que sur l’altitude relative des nappes alluviales auxquelles ces trois constructions morainiques se raccordent et, pour le bassin de l’Ariège du moins, ne tient aucun compte de l’état relatif d’altération des dépôts.

4Ces références systématiques à la chronologie alpine sont clairement démenties par D. Faucher (1937) et L. Goron (1941), qui envisagent (i) que les vallums de Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière sont les stades successifs d’une seule et même glaciation, et (ii) qu’une glaciation antérieure à celle de Garrabet s’est avancée dans le bassin de Foix-Montgaillard, voire au-delà de la cluse de Foix comme l’indiquent les blocs erratiques situés dans la plaine de Pamiers, sur le Pech de Varilhes (Faucher, 1937, p. 337 et 338). La haute terrasse de Cadirac est, quant à elle, interprétée comme un lambeau de terrasse proglaciaire formée en avant d’un vallum morainique dont D. Faucher et surtout L. Goron ont longuement, et en vain, cherché à localiser la position. Ce complexe morainique et fluvioglaciaire, imaginé à partir de la terrasse de Cadirac, est interprété comme un stade de retrait de la même glaciation ancienne qui a déposé, 8 kilomètres en aval de la cluse de Foix, les blocs erratiques de Varilhes. Dans l’esprit de D. Faucher comme dans celui de L. Goron, l’assimilation des blocs erratiques de Varilhes et de la nappe de Cadirac à une glaciation plus ancienne que celle responsable du complexe morainique et fluvioglaciaire de Garrabet-Montgaillard repose davantage sur la géométrie des niveaux de terrasses (Cadirac est perché à 20 mètres au-dessus de la nappe de Montgaillard) que sur le différentiel d’altération, pourtant clairement relaté dans leurs descriptions. En effet, pour D. Faucher comme pour L. Goron, la terrasse de Cadirac est attribuée à une glaciation antérieure à celle de Garrabet car il leur paraît nécessaire de faire intervenir toute la durée d’un interglaciaire pour expliquer (i) le défonçage par l’érosion fluviale de la nappe de Cadirac qui, dans leur vision des choses, occupait en fin de glaciation toute la largeur de l’ombilic de Foix, puis (ii) l’emboîtement, 20 mètres sous le lambeau relictuel de Cadirac, de la nappe de Montgaillard.

2.2 - L’apport de F. Taillefer

5Après D. Faucher (1937) et L. Goron (1941), F. Taillefer est incontestablement l’auteur qui a le plus contribué à la connaissance des glaciations dans les Pyrénées de l’Ariège. C’est à lui, et à ses élèves, que l’on doit les premières cartographies géomorphologiques détaillées des formes et formations glaciaires mais aussi les premières reconstitutions paléogéographiques de l’emprise spatiale des paléoenglacements quaternaires (fig. 2). Deux moments très distincts apparaissent clairement dans cette série de contributions.

2.2.1 - De l’identification des séquences de formes à l’échelle du segment de vallée aux interprétations chronologiques monoglacialistes

6Au début des années 1960, F. Taillefer s’attache surtout à caractériser les séquences de formes et de dépôts glaciaires et travaille pour cela à l’échelle du segment de vallée. Les observations qu’il réalise alors sont d’une remarquable précision et d’une très grande cohérence dans la mesure où elles tiennent compte à la fois de la géométrie des formes et de l’état d’altération des dépôts (Taillefer & Durand, 1959 ; Taillefer, 1960, 1961, 1963 ; Bertrand 1963). Par exemple, F. Taillefer (1960, 1961) individualise en rive gauche du bassin de Tarascon, dans le vallon de Saurat et dans la basse Courbière, un stade d’englacement généralisé suivi de trois stades de stationnement matérialisés par trois terrasses juxtaglaciaires étagées entre 490 et 650 mètres d’altitude (terrasses de Quié-Florac, de Surba et de Bédeillac). Ces trois stades de stationnement sont assimilés à une seule et même glaciation compte tenu de l’état d’altération des matériaux, très comparable entre les trois niveaux, du faible degré d’évolution des sols développés à leurs dépens et des relations géométriques que ces formes entretiennent avec les brèches litées issues des versants calcaires voisins (Taillefer, 1960). De même, dans le Val d’Ariège, A. Bertrand (1963) individualise trois stades de stationnement assimilés par l’auteure à une seule et même glaciation, « la plus proche de nous » (Bertrand, 1963) compte tenu de la fraîcheur des matériaux et des formes qui jalonnent ces trois stades morainiques. Dans l’axe de l’Ariège, la découverte des argiles glaciolacustres de Sibian sous la nappe fluvioglaciaire de Cadirac permet à F. Taillefer d’interpréter cette nappe non pas comme une terrasse proglaciaire mais comme une « terrasse de kame » formée sur la marge latérale d’une langue de glace de 100 à 150 mètres d’épaisseur au niveau de la ville de Foix (Taillefer & Durand, 1959 ; Taillefer, 1961). Cette nouvelle paléogéographie des glaciations quaternaires dans le bassin de Foix-Montgaillard étant posée, le principal argument des polyglacialistes tombe car il n’est plus nécessaire de faire intervenir un long interglaciaire pour expliquer l’emboîtement de la nappe de Montgaillard dans celle de Cadirac, comme le faisaient D. Faucher (1937) et L. Goron (1941). Dès lors, en dépit d’observations précises concernant les altérations, F. Taillefer envisage que le complexe juxtaglaciaire de Cadirac-Sibian et le complexe morainique de Garrabet-Montgaillard jalonnent « les différentes étapes d’une même glaciation » (Taillefer, 1961, p. 221). Bref, faute de disposer encore de bases théoriques suffisamment solides et de techniques suffisamment précises pour interpréter les différences d’altération en terme de chronologie relative et, probablement aussi par adhésion au modèle monoglacialiste alors vigoureusement défendu dans plusieurs vallées pyrénéennes par G. Viers (1960, 1962, 1963), F. Taillefer attribue à une seule et même glaciation l’ensemble des dépôts glaciaires ariégeois (Taillefer, 1961, 1963).

2.2.2 - Vers une réhabilitation du polyglacialisme ? Valeur et portée des premières reconstitutions paléogéographiques des glaciations quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises

7Il faut attendre les travaux de M. Icole et de J. Hubschman sur l’état d’altération des nappes fluvioglaciaires des avant-pays nord-pyrénéens (Icole, 1973 ; Hubschman, 1973, 1975a, 1975b, 1984) et les datations U-Th sur les planchers stalagmitiques du remplissage karstique de Niaux-Sabart-Lombrives (Sorriaux, 1981, 1982 ; Bakalowicz et al., 1984) pour que la pluralité des glaciations soit clairement énoncée dans les publications de F. Taillefer (1973, 1977, 1985). Cependant, plus qu’une véritable réhabilitation du polyglacialisme, on montre ici que ces publications proposent un simple aménagement du modèle monoglacialiste dans lequel les moraines en position externes sont attribuées au « Riss » et celles qui sont en position interne au « Würm », sans systématiquement tenir compte de l’état d’altération des dépôts, pourtant préalablement observé (cf. section 2.2.1). Parallèlement, F. Taillefer propose une reconstitution de l’emprise spatiale des glaciations « Riss » et « Würm », d’abord à l’échelle des bassins de Foix et de Tarascon (1973, 1977) puis à l’échelle de l’ensemble du domaine englacé (1985). Ces reconstitutions paléogéographiques (fig. 2) l’obligent à envisager des corrélations amont-aval entre les différentes séquences de formes (ou morphostratigraphies) préalablement établies à l’échelle du segment de vallée (section 2.2.1), mais, l’examen de ces cartes montre clairement que les corrélations proposées en 1973, 1977 et 1985 ne reposent jamais sur la prise en compte systématique de l’état d’altération des dépôts. La position altitudinale des jalons morainiques et/ou fluvioglaciaires mis en relation n’est pas non plus systématiquement prise en compte.

2.2.2.1- Les représentations paléogéographiques envisagées par F. Taillefer en 1973 et 1977

8En 1973 et 1977, F. Taillefer individualise trois phases d’englacement (i, ii et iii) qu’il assimile, d’une part, au « Riss » et, d’autre part, au « Würm ». Pendant la « phase d’expansion maximale » (i), le glacier de l’Ariège est très puissant. Il atteint 1000 mètres d’altitude dans le bassin de Tarascon, 850 mètres d’altitude au droit de Mercus, franchit le col du Rouy, et dessine de larges lobes de diffluence en direction de Caraybat, d’Antras et en basse Barguillère où il atteint les abords de Becq et la ferme du Sellier à 450 mètres d’altitude. Le front de cette langue de glace s’avance au-delà de la cluse de Foix, peut-être jusqu’à la cluse de Labarre où F. Taillefer signale la présence de placages morainiques que nous n’avons pas pu retrouver (Taillefer, 1973, p. 16). Par contre, ce dernier réfute l’origine glaciaire des blocs de Varilhes, considérant que ces mégablocs sont exhumés des conglomérats oligocènes (poudingue de Palassou) sous-jacents. Cette « phase d’expansion maximale » est suivie par une « phase de stationnement post-maximum » (ii) attestée dans le bassin de Foix par le complexe juxtaglaciaire de Cadirac-Sibian, 2 kilomètres en retrait par rapport au lobe de diffluence de Becq, et dans le bassin de Tarascon par l’obturation de Bédeillac, en dépit de types de sols et d’état d’altération radicalement différents sur ces deux obturations juxtaglaciaires (cf. section 2.2.1). Et pourtant, dans le même temps, sensibilisé par les travaux de J. Hubschman sur les nappes fluvioglaciaires de l’avant-pays montrant que la nappe de Cadirac, tout comme celle de Vernajoul, présentent des états d’altération et des pédogenèses suffisamment avancées pour avoir subi toute la durée d’un interglaciaire (Hubschman 1973, 1975a, 1975b), F. Taillefer attribue la « phase de stationnement » ainsi que la « phase d’expansion maximale » au « Riss ». De même, compte tenu des données morphopédologiques acquises par J. Hubschman (1973, 1975a) sur le vallum de Garrabet, F. Taillefer assimile la « phase de disjonction » (iii) au « Würm » et imagine, pour ce stade d’englacement, un appareil glaciaire de petite taille, de 800 à 1400 mètres de large dans le bassin de Tarascon, cantonné au fond des auges en amont des cluses où les marges glaciaire sont localisées vers 900 à 1020 mètres d’altitude, soit au niveau du stade de stationnement le plus bas défini par A. Bertrand (1963) dans l’axe de l’Ariège (fig. 2). Le discours est donc polyglacialiste mais, à l’évidence, il ne s’agit encore que d’un polyglacialisme de façade dans la mesure où les reconstitutions paléogéographiques proposées ne tiennent pas systématiquement compte des critères altérologiques et pédologiques alors en cours d’élaboration (Icole, 1973 ; Hubschman 1973, 1975a ; cf. obturation de Bédeillac attribuée à la « phase de stabilisation post-maximum » et donc au « Riss » en dépit du très faible état d’altération de ces matériaux).

2.2.2.2 - Une révision « inachevée » de la paléogéographie du « stade de Garrabet »

9En 1985, F. Taillefer corrige en partie ses positions en reclassant dans le « Würm » l’obturation de Bédeillac mais aussi les jalons morainiques identifiés par A. Bertrand (1963) vers 1000 - 1250 mètres d’altitude dans le Val d’Ariège (stade de stationnement dans lequel figure le complexe morainique du col de Larnat). Sur ces bases, l’emprise spatiale de la « phase de disjonction » (dès lors nommée « stade de Garrabet ») est redéfinie dans une position sensiblement plus étendue que celle qui avait été initialement proposée. Par exemple, dans la vallée d’Arnave, l’auteur n’envisage plus un petit lobe de glace diffluent cantonné à la basse vallée mais une véritable langue de glace nourrie, depuis l’amont, par des flux de glace d’origine ariégeoise, via le Pas de Soulombrie et le col d’Ussat. En amont des cluses, l’auteur n’envisage plus des langues de glaces cantonnées au fond des auges mais des emprises suffisamment amples pour avoir recouvert la corniche structurale située en rive droite du Val d’Ariège et alimenté en rive gauche, au niveau du col de Larnat, une transfluence entre l’Ariège et le Vicdessos. Certes, cette nouvelle paléogéographie du « stade de Garrabet » intègre mieux la réalité de l’état d’altération d’un certain nombre de jalons morainiques (obturation de Bédeillac, complexe morainique du col de Larnat) mais elle ne propose pas pour autant une image satisfaisante de l’emprise würmienne maximale. En effet, (i) des dépôts morainiques faiblement altérés et potentiellement contemporains du dernier cycle glaciaire existent au-delà et au-dessus du « stade de Garrabet » tel que F. Taillefer le définit en 1985 (cf. section 3.2 et fig. 2), (ii) de nombreuses incohérences altitudinales entachent ces tracés. Par exemple, au niveau d’Ax-les-Thermes, la marge glaciaire orientale est située à 1100 mètres d’altitude, en rive droite au niveau de l’obturation d’Ascou-La Forge, et vers 1300 mètres d’altitude 17 kilomètres en aval, au niveau du col de Larnat. Par ailleurs, la carte géologique au 1/50 000^e de Foix (Bilotte et al., 1988), à l’élaboration de laquelle F. Taillefer a participé, montre que les positions de l’auteur ne sont alors pas totalement arrêtées. En effet, dans ce document, F. Taillefer reprend l’essentiel des attributions chronologiques proposées en 1973 et en 1977 et laisse totalement de côté les révisions paléogéographiques publiées en 1985.

10En 1973, 1977 comme en 1985, F. Taillefer envisage, après le « stade de Garrabet », une déglaciation « très rapide » des grandes auges mais il ne propose aucune reconstitution paléogéographique permettant d’en visualiser les grandes étapes. Il signale seulement que les vallums de Bompas-Arignac et de Bernière correspondent à de brefs épisodes de stationnement survenus en début de déglaciation, mais il ne cherche à aucun moment à mettre en relation ces deux fronts morainiques avec les dépôts de marge glaciaire situés en amont des cluses qui ferment le bassin de Tarascon.

3 - Vers une nouvelle représentation paléogéographique des glaciations quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises

11A partir du milieu des années 1980, les travaux sur les glaciations pyrénéennes changent radicalement d’optique : l’analyse spatiale des séquences de forme cède de plus en plus la place à l’analyse stratigraphique de pièges sédimentaires susceptibles d’être datés par ¹⁴C ou par OSL tandis que s’impose la problématique du synchronisme ou de l’asynchronisme entre l’emprise würmienne maximale pyrénéenne et le Global Last Glacial Maximum (LGM) tel qu’il a été défini par Mix et al. (2001) (pour une synthèse détaillée des données chronologiques actuellement disponibles sur l'ensemble des Pyrénées, cf. Calvet et al., 2011). Plus récemment, les possibilités offertes par les nucléides cosmogéniques produits in situ (i) de dater directement les séquences de formes par échantillonnage de blocs erratiques enchâssés dans des constructions morainiques ou de surfaces polies par la glace sur zones de verrous rocheux, (ii) de multiplier les datations étant donnée la fréquence du quartz dans les bassins glaciaires montagnards, et donc (iii) de dater l’ensemble des stades de stationnement identifiables sur les versants d'un domaine englacé, ouvrent de nouvelles perspectives. En même temps, l'opportunité d'utiliser cette nouvelle méthode de datation impose, plus que jamais, de réaliser, en amont de toute campagne d'échantillonnage, une lecture spatiale des séquences de formes et de dépôts glaciaires qui jalonnent l’histoire des paléoenglacements quaternaires.

12C'est dans cette optique que nous avons intégralement repris l'analyse des formes et formations glaciaires du bassin glaciaire ariégeois et que nous proposons, ici, une représentation paléogéographique totalement refondée des glaciations quaternaires dans les Pyrénées de l'Ariège (fig. 3). Ce travail s'appuie bien évidemment sur les bases descriptives et cartographiques élaborées par nos prédécesseurs (cf. section 2) mais s’efforce d'aller au-delà en appliquant plus clairement et plus systématiquement que ne l'avait fait F. Taillefer (1985) les critères altérologiques définis par M. Icole (1973) et J. Hubschman (1973, 1975a, 1975b) sur les nappes fluvioglaciaires de l'avant-pays nord-pyrénéen. Par ailleurs, une série de nouvelles observations permet de mieux asseoir la continuité des raccords entre morphostratigraphies établies à l'échelle du segment de vallée et de proposer des reconstitutions paléogéographiques plus cohérentes à l'échelle de l'ensemble du bassin glaciaire.

3.1 - Bases méthodologiques d'une nouvelle paléogéographie des glaciations quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises

3.1.1 - Distinguer les dépôts glaciaires würmiens des dépôts anté-würmiens

13La prise en compte systématique de l'état d'altération des dépôts permet de distinguer d'une part les dépôts très faiblement altérés, attribués au dernier cycle glaciaire, et d'autre part, les dépôts présentant un état d’altération suffisamment avancé pour témoigner d’une longue évolution en contexte subaérien et être attribués à un cycle glaciaire au moins antérieur à l’Eemien. L’utilisation de ce critère comme marqueur d’une chronologie relative des dépôts quaternaires repose sur les travaux précurseurs de M. Icole (1973) et de J. Hubschman (1973, 1975a, 1975b) sur les nappes fluvioglaciaires de l’avant-pays nord-pyrénéen où une large batterie de données analytiques portant sur la fraction fine (granulométrie, taux de libération du fer, analyse minéralogique des argiles) et la fraction grossière (résistance au marteau des blocs et galets de pétrographies comparables) a permis de mettre en évidence (i) que les niveaux würmiens sont toujours constitués de matériaux faiblement altérés, sableux ou caillouteux, associés à des sols bruns, lessivés, acides ; (ii) que les niveaux rissiens (cycle d'englacement immédiatement antérieur à l'Eemien, équivalent au MIS 6 ; Martinson et al., 1987) sont toujours associés à des profils d'altération relativement profonds, 4 à 5 mètres de profondeur au moins, des matrices brun-ocre, discrètement enrichies en argile et en fer libre et des fractions grossières constituées d'une proportion notable de galets cristallins altérés (par exemple, sur les nappes de Vernajoul et de Cadirac en Ariège, 50 % des galets cristallins s’effritent sous la pression des doigts et 5 à 10 % d'entre eux, surtout des gneiss et des granites à biotite, sont totalement désagrégés) ; enfin (iii) que les niveaux quaternaires plus anciens montrent en général un matériel profondément décomposé, une matrice rougeâtre enrichie en argile kaolinique en surface, des sols à horizons A₂ très lessivés (boulbènes) et Bt rouge et souvent bariolés par l'hydromorphie.

14Des travaux analogues portant sur les complexes morainiques terminaux du piémont nord-pyrénéen (Gave d’Ossau, Gave de Pau, Garonne et Ariège ; Hubschman, 1984) comme sur ceux situés en altitude, dans les bassins intramontagnards de Cerdagne et de Capcir par exemple (Galbe, Lladure-Vallserra, Têt, Angoustrine, Carol et autres petits bassins glaciaires de l’extrémité orientale des Pyrénées ; Calvet, 1994, 1998), ont montré que le gradient d’altération qui affecte les dépôts de marges glaciaires (tills, dépôts d’obturations glaciolacustres…) est comparable à celui mis en évidence sur les nappes fluvioglaciaires de l’avant-pays nord-pyrénéen. En individualisant sur la base de critères analytiques objectifs les complexes morainiques contemporains du dernier cycle glaciaire d’une part et ceux contemporains de cycles d’englacement antérieurs d’autre part, cette série de travaux a permis de clairement positionner l’emprise würmienne maximale (point d’extrême avancée des dépôts faiblement altérés, donc assimilés au cycle glaciaire würmien) sur un grand nombre de domaines englacés. Cependant, il est intéressant de signaler que, sur le bassin glaciaire ariégeois, la caractérisation du « glaciaire ancien » proposée par J. Hubschman (1984) repose uniquement sur deux coupes localisées tout en aval du système, sur les nappes fluvioglaciaires de Cadirac et de Vernajoul, tandis que l’analyse du « glaciaire récent » s’appuie sur trois sites témoins respectivement localisés près de 10 kilomètres en amont sur les moraines de Garrabet, de Bompas-Arignac et de Bernière. Compte tenu de ce petit nombre de points d’observation, la distinction entre l’emprise würmienne maximale et l’emprise (ou les emprises) anté-würmienne(s) est restée relativement floue en Ariège, même après la synthèse de J. Hubschman (1984). Cela explique sans doute le caractère inachevé de la révision paléogéographique publiée peu de temps après par F. Taillefer (cf. section 2.2.2 et fig. 2).

15Dans ce travail, la distinction entre les dépôts würmiens et anté-würmiens repose sur l'utilisation de critères simples, faciles à mettre en œuvre sur le terrain et adaptés aux spécificités locales des séquences de formes et de formations glaciaires. En effet, en Ariège, les dépôts de marges glaciaires les plus externes, et donc les plus anciens, sont assez fréquemment représentés par de simples blocs erratiques épars, directement posés sur le substrat rocheux, sans matrice morainique. Dans ce cas, faute de pouvoir utiliser des critères de terrain directement inspirés des travaux de M. Icole (1973) et de ses successeurs, nous avons retenu l’état de surface de ces blocs en les attribuant à un cycle d’englacement anté-würmien lorsqu’ils montraient des formes de corrosion superficielle très avancées et/ou lorsqu’ils étaient fragmentés en plusieurs morceaux (cf. photographies in Delmas, 2009 ; http://tel.archives-ouvertes.fr/​tel-00519194/​en/​). En revanche, sur des jalons morainiques, fluvioglaciaires ou glaciolacustres relativement épais, des critères de terrain directement inspirés des analyses pédologiques, granulométriques, minéralogiques et chimiques évoquées supra, comme la couleur et la texture des matrices, la résistance au marteau des blocs et galets, ont pu être appliqués.

3.1.2 - De la cartographie des formes et formations glaciaires à la notion de stade d’englacement

16Les figures 4, 6, 7 et 8 reportent l'ensemble des formes et formations glaciaires susceptibles de jalonner les variations au cours du temps de l'emprise spatiale des paléoenglacements quaternaires. Il s'agit soit de blocs erratiques, soit de placages de tills d'ablation plus ou moins façonnés en constructions morainiques latérales ou frontales, soit de remplissages d'obturation juxtaglaciaires composés de dépôts glaciolacustres passant à des dépôts deltaïques et/ou fluvioglaciaires, soit de terrasses de kame constituées de matériaux fluvioglaciaires déposés par des torrents d’eaux de fonte circulant sur les marges glaciaires latérales. Cependant, tous ces dépôts de marge glaciaire n’ont pas signification de stade d’englacement car, très souvent, les conditions topographiques locales favorisent ici le déboîtement d’une séquence en cordons et banquettes multiples alors que, plus en aval ou plus en amont, les dépôts se télescoperont pour ne former qu’une seule et même unité. Par ailleurs, ce ne sont pas les micro-fluctuations caractéristiques des marges glaciaires que l’on cherche à saisir à travers la notion de stade d’englacement mais les phénomènes de grande ampleur, observables au moins à l’échelle du segment de vallée.

17Dans ce travail, nous distinguons cinq stades d’englacement assimilés au cycle glaciaire würmien et deux stades d’englacement anté-würmiens (fig. 3). Le Maximum würmien correspond à l’emprise spatiale maximale atteinte par les dépôts morainiques assimilés au dernier cycle glaciaire compte tenu de leur très faible état d’altération. La paléogéographie associée à ce stade d’englacement est incontestablement la mieux renseignée car elle repose sur des dépôts nombreux, bien préservés et régulièrement répartis sur l’ensemble du domaine englacé. Faute de gradient d’altération suffisamment marqué au sein de la séquence würmienne, l’individualisation de stades postérieurs au Maximum würmien repose exclusivement sur la cartographie des formes construites (cordons morainiques latéraux et frontaux, replats d’obturation fluviodeltaïques ou glaciolacustres). Corrélées entre elles, ces constructions morainiques et juxtaglaciaires jalonnent la paléogéographie de quatre stades de progression et/ou de stationnement clairement en retrait par rapport à l’emprise würmienne maximale : ce sont les stades de Garrabet, de Bompas-Arignac, de Bernière et, beaucoup plus en amont dans les vallées, de Petches et de Suc. La paléogéographie des stades d’englacement anté-würmiens est, quant à elle, nettement moins détaillée car les jalons de marge glaciaire sont moins nombreux et souvent mal préservés. Cependant, ils se situent à des altitudes suffisamment différentes pour correspondre à deux emprises paléogéographiques et donc à deux stades d’englacement radicalement différents.

3.2 - Les résultats paléogéographiques

3.2.1 - Une redéfinition de l’emprise würmienne maximale

18Plusieurs observations permettent de situer l’emprise würmienne maximale dans une position sensiblement plus étendue que celles proposées par F. Taillefer, y compris dans la version de 1985. Sur la marge méridionale du bassin d’Ax-les-Thermes (fig. 4 et 5), le Maximum würmien est jalonné par le replat d’obturation de Font Frède (1650 mètres d’altitude) et un imposant cordon morainique latéral enraciné, lui aussi, à 1650 mètres d’altitude au-dessus de la station de ski d’Ax-Bonascre. Plus en amont, en rive droite de l’Ariège, le Maximum würmien se tient à 1700 mètres d’altitude sous le Cap de Carbone où un cordon latéral faiblement altéré confirme l’ampleur de l’emprise würmienne maximale à l’entrée du bassin d’Ax-les-Thermes. Ces observations permettent aussi de reconstituer, immédiatement en aval de la confluence Ariège-Oriège, un large courant de glace diffluente qui ennoyait totalement la basse vallée de la Lauze et confluait avec le glacier de vallée local issu du massif de Pailhères. Par ailleurs, l’absence de toute trace d’obturation morainique et glaciolacustre dans les vallons de Caud et d’Eycherque suggère que les petits glaciers de cirque locaux issus du Roc de Quercourt (1820 m) confluaient, eux aussi, avec la glace d’origine ariégeoise. À la sortie du bassin d’Ax-les-Thermes, par contre, les marges würmiennes maximales du glacier de l’Ariège ne dépassaient pas 1450 mètres d’altitude ; en témoignent, en rive gauche, le replat d’obturation de la Jasse de Girèys (1450 m) et, en rive droite, plusieurs blocs erratiques de granite et de gneiss situés sur les pentes du Signal de Chioula (jusque vers 1460 mètres d’altitude), de l’Assaladou (jusque vers 1400 mètres d’altitude) et sur le plateau du Sarrat de la Barthe (1385 m). En témoigne aussi, sur la bordure sud du col de Chioula (1431 m), un placage de moraine de fond dont la nature pétrographique (nombreux galets de schistes striés) montre clairement que, durant le Maximum würmien, la marge droite du glacier de l’Ariège était parcourue par un courant de glace principalement issu de la haute vallée de la Lauze. En aval du col de Chioula, la glace ariégeoise ennoyait totalement le vallon de Caussou et recouvrait largement la corniche structurale qui accidente la rive droite de l’auge de l’Ariège, de la Bouiche (1317 m) au Quié de Lujat (1484 m). Par ailleurs, plusieurs cordons morainiques latéraux situés vers 1430 mètres d’altitude sur l’interfluve entre le ruisseau d’Arnet et celui de Fontronne, vers 1400 mètres d’altitude sur l’interfluve entre le ruisseau de Fontronne et celui du Sauquet et vers 1350 mètres d’altitude au droit du village d’Appy, montrent que le glacier de l’Ariège était suffisamment épais pour confluer avec les petits glaciers locaux installés sur le versant sud de la Montagne de Tabe (fig. 6).

19Compte tenu de cela, en rive gauche, le flux de glace ariégeois s’engouffrait nécessairement dans les vallons de Gargante, de Mourègnes et de Lavail qui échancrent la marge septentrionale du plateau de Beille. Dès lors, il faut se demander dans quelle mesure ces ravins ont abrité au Maximum würmien des glaciers locaux suffisamment développés pour confluer avec la langue ariégeoise. Cela semble évident pour le Lavail, comme en témoigne le modelé calibré de cette auge où circulait un flux de glace issu des hauts massifs de l’Aston, via le col de la Didorte (2093 m ; fig. 3). La réponse est plus complexe en ce qui concerne les ravins des Mourègnes et de Gargante dans la mesure où ces vallons se trouvent au débouché de bassins d’alimentation glaciaire peu élevés (moins de 2000 mètres d’altitude) et de petite taille. De plus, ces vallons sont dominés par les lanières de paléotopographies néogènes du plateau de Beille où d’épais manteaux d’altérites évoluées posent la question du recouvrement, ou du non recouvrement, de ces topographies molles par les glaciations quaternaires. En fait, plusieurs arguments permettent d’envisager un paléoenglacement généralisé du plateau de Beille à plusieurs reprises au cours du Quaternaire et une coalescence des flux de glace issus de ces zones de plateau avec la langue ariégeoise. Le premier est que le plateau de Beille se situe 200 à 300 mètres au-dessus de la ligne d’équilibre glaciaire, qui est estimée localement à 1600 ou 1700 mètres à partir de l’altitude moyenne des planchers de cirques élémentaires (Delmas, 2009). Cela signifie que ces topographies de plateau se sont trouvées, probablement à plusieurs reprises au cours du Quaternaire, dans la zone d’accumulation glaciaire. Le second argument est que ces paléotopographies drapées d’arènes ne portent aucun modelé de tor et passent insensiblement vers l’aval à des paysages d’abrasion glaciaire généralisée qu’il est difficile d’expliquer autrement que par la mise en mouvement de glace accumulée sur les parties les plus hautes de ces topographies planes. Reste à savoir si ce schéma de paléoenglacement, envisagé par F. Taillefer seulement pour la « phase d’expansion maximale » (fig. 2), s’est également produit au cours du Maximum würmien comme nous le proposons ici (fig. 3). Faute de jalons morainiques préservés sur ces zones de plateaux, la question reste ouverte mais devrait prochainement être résolue grâce à une série de données ¹⁰Be/²⁶Al prélevées dans ce secteur.

20Plus en aval, la confluence Ariège-Aston est soulignée en rive gauche par un cordon morainique latéral parfaitement conservé à 1400 mètres d’altitude sur le flanc oriental du Cap de la Lesse de Bialac (fig. 7). Dans le prolongement de cette construction morainique latérale, le Maximum würmien contournait la crête des Estanils (1385 m) avant de rejoindre la langue du Vicdessos via une diffluence canalisée par le col de Larnat (1194 m) et jalonnée par plusieurs cordons morainiques enracinés respectivement à 1298 et 1273 mètres d’altitude de part et d’autre du col. Le glacier du Vicdessos se tenait, quant à lui, légèrement en contrebas de la diffluence d’origine ariégeoise. C’est ce que montrent, en rive droite, les blocs erratiques et placages de tills situés à 1150 et 1165 mètres d’altitude sur les lignes de crête qui ourlent le vallon de Miglos (Cramilles et Peyre Pécouillade). En rive gauche du Vicdessos, la marge glaciaire est jalonnée par un replat d’obturation à 1250 mètres d’altitude et une longue moraine latérale enracinée à 1200 mètres d’altitude au-dessus du village de Lapège. Plus en amont, au débouché de la vallée du Gnioure, le glacier a déposé plusieurs placages morainiques et banquettes de versant situés entre 1250 et 1300 mètres sur les versants qui dominent Siguer.

21Au franchissement des cluses de Sabart, d’Ussat et du Pas de Souloubrie, les langues de glace issues de l’Ariège et du Vicdessos subissaient une forte augmentation de leur pente liée d’une part au resserrement des vallées et, d’autre part, à l’étalement de la glace dans les nombreuses diffluences situées en aval. En rive droite, plusieurs constructions morainiques et replats d’obturations latérales permettent de suivre avec une remarquable continuité le plongement progressif de la marge glaciaire ariégeoise entre 1300 mètres d’altitude au pied du Roc de la Lauzate, 1080-1090 mètres d’altitude au droit de Cazenave et 1000 mètres au droit des hameaux d’Allens et de Serre (obturation de Biers à 1000 mètres d’altitude). Plus en aval, d’importantes accumulations morainiques jusqu’alors jamais signalées, pas même sur la carte géologique de Foix (Bilotte et al., 1988), montrent que la glace d’origine ariégeoise diffluait par les cols d’Ijou (902 m) et de Serbel (850 m) et s’engouffrait largement dans le vallon du Croquié tandis que les promontoires rocheux d’Ardoulens (951 m) et du Cap de Gigoul (865 m) se trouvaient en position de nunataks sub-affleurants, coiffés de blocs morainiques. Une décroissance de pente analogue caractérise la marge glaciaire située en rive gauche, au débouché de l’auge du Vicdessos. En effet, immédiatement en aval de la longue moraine latérale enracinée à 1200 mètres d’altitude au droit de Lapège et située encore à 1180 mètres d’altitude au pied du Roc de Calamas (1272 m), le flux de glace s’engouffrait dans le vallon de La Grangette puis sur le replat structural de Génat, où les tills faiblement altérés ne dépassent pas 1000 mètres d’altitude en dépit d’un apport de glace issu de la haute Ariège via le col d’Arbiech (910 m). Un nouveau seuil est franchi au droit de la cluse de Sabart en aval de laquelle le toit du glacier contemporain du Maximum würmien se tenait vers 800 mètres d’altitude. En témoignent les replats d’obturation et moraines latérales de Gourbit et de Tillary, tous situés à 800 mètres d’altitude ; en témoigne aussi le placage de till faiblement altéré situé au niveau du col d’Ijou, également à 800 mètres d’altitude. Cet ensemble de jalons morainiques montre par ailleurs que la glace issue du Vicdessos et de la haute Ariège était coalescente avec celle issue de la haute Courbière. Par contre, les jalons morainiques situés sur les marges du vallon de Saurat montrent que la diffluence ariégeoise engagée dans ce vallon n’était pas, au Maximum würmien tout au moins, assez puissant pour rejoindre les petits glaciers locaux installés sur le flanc nord du massif des Trois Seigneurs, en particulier celui dont le front würmien est souligné par les moraines de Prat Communal. Cet ensemble de jalons morainiques permet enfin de situer la terminaison frontale du glacier de l’Ariège non pas au niveau du vallum de Garrabet, comme le proposait F. Taillefer (1973, 1977, 1985), mais environ 7 kilomètres en aval, dans le bassin de Foix-Montgaillard (fig. 8 et 9) où l’emprise würmienne maximale est jalonnée, en rive gauche, par une série de replats morainiques très faiblement altérés situés entre 480 et 510 mètres d’altitude et, en rive droite, par l’obturation juxtaglaciaire de St Paul de Jarrat (490 m) au sein de laquelle l’abondance des plagioclases, la nature des paragénèses argileuses et la présence de cailloutis calcaires plaident en faveur d’une appartenance au cycle glaciaire würmien (Andrieu, 1983).

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3.2.2 - Les stades d’englacement postérieurs au Maximum würmien

23Le vallum de Garrabet correspond donc au front d’un paléoenglacement 7 kilomètres en retrait par rapport à l’emprise würmienne maximale. La marge latérale droite de ce paléoenglacement est soulignée par une série d’obturations et de constructions morainiques montrant que la vallée d’Arnave était encore alimentée par un flux de glace issue de la haute Ariège, via le Pas de Souloumbrie (911 m) et probablement aussi via le col d’Ussat (859 m). Par contre, à ce stade, les diffluences des cols d’Ijou et de Serbel ne sont plus fonctionnelles comme le montrent les moraines latérales situées entre 800 et 920 mètres d’altitude au niveau d’Allens et de Serres, entre 700 et 850 mètres d’altitude au niveau d’Arnave et entre 650 et 780 mètres d’altitude sur les pentes du Cap de Gigoul. Compte tenu de cela, il faut envisager, en rive gauche du bassin de Tarascon, deux larges lobes de glace suffisamment épais pour avoir obturé les eaux du vallon de Saurat (toit de l'obturation de Bédeillac à 650 m et moraines latérales de Ménac à 620 et 640 m), le plus méridional confluant encore avec le glacier de la Courbière comme le montrent plusieurs replats d’obturation et constructions morainiques latérales situés entre 600 et 650 mètres d’altitude au droit de Rabat-les-Trois-Seigneurs. Immédiatement en amont des cluses, le stade Garrabet se positionne très probablement entre 1150 et 1180 mètres au niveau du col de Larnat où trois banquettes morainiques situées immédiatement en contrebas du col montrent qu’à ce stade la diffluence du glacier de l’Ariège en direction du Vicdessos n’est plus fonctionnelle. De même, dans la basse vallée du Vicdessos, plusieurs jalons de marge glaciaire situés une centaine de mètres en contrebas de l’emprise würmienne maximale sont corrélables avec le stade Garrabet. En revanche, plus en amont, dans l’axe de l’Ariège comme dans le Vicdessos, la distinction entre le Maximum würmien et le stade Garrabet est de moins en moins perceptible car, manifestement, les emprises paléogéographiques contemporaines de ces deux stades d’englacement tendent à se confondre.

24Les stades Bompas-Arignac et Bernière se caractérisent, quant à eux, par un fort amaigrissement de la masse de glace lié à la disparition de nombreuses confluences et à la réduction consécutive de la zone d’accumulation glaciaire. Par exemple, en aval du domaine englacé, les raccords topographiques remarquablement continus entre le vallum de Bompas-Arignac et les obturations glaciolacustres de Surba (toit à 560 m) et de Niaux (toit à 580 m) montrent que les glaciers de la Courbière et du Vicdessos ne rejoignaient plus la langue ariégeoise (fig. 7 et 9). Si le complexe morainique de Gourbit permet de localiser assez précisément la terminaison frontale du glacier de la Courbière au moment où le vallum de Bompas-Arignac se construisait, rien de tel dans l’axe du Vicdessos où une nappe fluvioglaciaire en relation avec l’obturation glaciolacustre de Niaux occupe le fond de l’auge mais ne se raccorde, à l’amont, à aucun front morainique clairement individualisé. Une centaine de mètres en contrebas de l'obturation de Surba, le cône de Florac jalonne la marge glaciaire gauche du stade Bernière. A ce stade, le glacier de l'Ariège était cantonné au fond de l'auge et ne dépassait pas 490 mètres d'altitude au droit de Tarascon, contre 560 mètres au stade Bompas-Arignac, 700 à 800 mètres au stade Garrabet et 800 à 900 mètres durant le Maximum würmien. Compte tenu de la position de la marge glaciaire ariégeoise immédiatement en aval de la cluse d’Ussat (cf. altitude du toit des remplissages glaciolacustres de Surba et de Niaux), il est évident que, dès le stade Bompas-Arignac, les diffluences du col d’Ussat (859 m) et du Pas de Souloumbrie (911 m) ne sont plus fonctionnelles et que la vallée d’Arnave est totalement déglacée. Cela s’accorde d’ailleurs très bien avec la présence, dans le fond de cette auge, d’une nappe fluvioglaciaire topographiquement raccordée à la nappe de Mercus, c'est-à-dire avec la nappe fluvioglaciaire située immédiatement en aval du vallum de Bompas-Arignac (fig. 7). Or, la présence d'une imposante nappe fluvioglaciaire dans le fond de l’auge d’Arnave implique que le Pas de Souloumbrie (911 m) canalisait, au stade Bompas-Arignac, les eaux de fonte issues de la marge droite du glacier de l’Ariège. En effet, on imagine difficilement que les vallons situés sur la façade sud-est de la montagne de Tabe aient pu nourrir à eux seuls une telle accumulation. Sur ces bases, il semble évident que l’obturation des Arènes est contemporaine du stade Bompas-Arignac et que la marge droite du glacier de l’Ariège se tenait entre 880 et 900 mètres d’altitude (altitude du toit de l’obturation des Arènes), immédiatement en amont de la cluse d’Ussat. En rive gauche, au débouché de la vallée d’Aston, le stade Bompas-Arignac est souligné par une série de banquettes morainiques latérales situées de part et d’autre de la vallée d'Aston entre 850 et 1000 mètres d’altitude. Cela montre qu’au stade Bompas-Arignac, et probablement aussi au stade Bernière, le glacier de l’Aston confluait encore avec le glacier de l’Ariège, contrairement au glacier du Vicdessos, de gabarit pourtant comparable, mais déjà retiré dans sa haute vallée. Cela s’explique très probablement par la moins bonne alimentation neigeuse dont souffrait le bassin du Vicdessos en raison de sa position d’abri, sous le vent de l’Arize, du massif des Trois Seigneurs et de Bassiès, alors que le bassin de l’Aston était beaucoup plus largement ouvert aux flux humides venus du nord-ouest. Par ailleurs, il faut signaler que l’auge de l’Aston est sensiblement plus courte que celle du Vicdessos (10 km contre 16 km), ce qui réduit d’autant la distance entre la zone d’accumulation glaciaire et la zone de confluence.

25Plus en amont, dans l’axe de l’Ariège, le stade Bompas-Arignac est difficilement corrélable à l’obturation d’Axiat-Betsaneilles (820 m), trop basse pour être directement reliée à l'obturation des Arènes. Par contre, les remplissages d’obturation d’Esplas (1020 m) et d’En Sabathé (1080 m) se situent à des altitudes tout à fait cohérentes avec le profil en long d'un glacier de vallée (pente de 2,5 % entre l’obturation des Arènes et celle d’En Sabathé située 8 km en amont). C'est donc très probablement vers 1050 mètres d'altitude que se situe le stade Bompas-Arignac au droit de Luzenac. C'est aussi très probablement à partir de ce stade d'englacement que le glacier de l'Ariège est suffisamment amaigri pour ne plus confluer avec les petites langues de glace installées dans les vallons du Sauquet, de Fontronne et d'Arnet, sur la façade sud de la montagne de Tabe (fig. 6). Aussi, le complexe morainique fronto-latéral de Fontronne doit-il être considéré comme contemporain du stade Bompas-Arignac et non pas de l’emprise würmienne maximale comme le pensait F. Taillefer (1985). Compte tenu de cela, plus en amont, le glacier de l'Ariège occupait encore le vallon de Caussou au moins jusque vers 1050 à 1100 mètres d'altitude et libérait un stock d'eaux de fonte qui était nécessairement évacué, via le seuil de Carmilles (1140 m) où est inscrit un méandre encaissé, en direction du vallon d'Arnet et des obturations d'Esplas et d’En Sabathé. Plus en amont encore, l'obturation glaciolacustre d'Ascou-La Forge occupe elle aussi une position difficilement corrélable au stade Bompas-Arignac. En effet, si on prolonge vers l'amont le profil longitudinal du glacier de l'Ariège mesuré entre l'obturation des Arènes et celle d'En Sabathé (soit 2,5 %), le toit du glacier Bompas-Arignac devait se tenir vers 1300 mètres d'altitude au niveau d'Ax-les-Thermes, soit sensiblement au-dessus du remplissage d'Ascou-La Forge dont le toit se tient à 1090 mètres d'altitude. C’est donc après le stade Bompas-Arignac, peut-être à partir du stade Bernière, que le glacier de la Lauze ne conflue plus avec celui de l’Ariège. En effet, trop basse pour être corrélée aux obturations d’En Sabathé (1080 m), d’Esplas (1020 m) et probablement aussi des Arènes (880 m), l’obturation d’Ascou-La Forge (1090 m) se raccorde très bien à celle d’Axiat-Betsanailles (820 m) avec une pente de 2,45 % entre ces deux obturations distantes de 11 kilomètres contre 0,11 % avec celle d’En Sabathé, 0,77 % avec celle d’Esplas et 1,24 % avec celle des Arènes. De plus, au moment où la marge glaciaire ariégeoise obturait le vallon du Sauquet et façonnait le replat d’Axiat-Betsaneilles, le glacier de l’Aston confluait toujours avec la langue ariègeoise et apportait probablement assez de glace pour que le front glaciaire ariégeois atteigne le bassin de Tarascon et le front de Bernière.

26Le dernier stade de glacier de vallée identifiable dans l’axe de l’Ariège se situe 25 kilomètres en amont du vallum de Bernière, dans le bassin d’Ax-les-Thermes, où les moraines latérales de Petches (fig. 4) jalonnent la position d’une langue de glace située entre 900 et 960 mètres d’altitude sur l’interfluve Ariège-Oriège, contre ~1100 au stade Bernière, ~ 1300 au stade Bompas-Arignac et ~ 1650 au stade Garrabet et au Maximum würmien (fig. 5). Désormais, les confluences Ariège-Aston et probablement aussi Ariège-Oriège ont cessé de fonctionner. Le glacier de l’Ariège est cantonné à sa haute vallée mais bénéficie d’une alimentation neigeuse suffisante (bassin d’alimentation culminant à plus de 2900 mètres, largement ouvert aux flux humides venus du nord-ouest et alimentant de nombreuses langues affluentes, cf. fig. 2) pour atteindre l’ombilic d’Ax-les-Thermes où le front glaciaire n’est cependant pas matérialisé par un vallum morainique nettement préservé.

3.2.3- Le ou les stades d’englacement anté-würmiens

27Contrairement aux dépôts würmiens, les dépôts glaciaires antérieurs sont relativement rares et ne sont clairement représentés que dans le tiers aval du bassin glaciaire. Il s’agit tantôt de remplissages fluviodeltaïques (obturation latérale d’Antras, terrasse juxtaglaciaire de Cadirac), tantôt de placages morainiques plus ou moins épais préservés sur les versants ou en position d’interfluve, tantôt de blocs erratiques épars, directement posés sur le substrat rocheux, sans matrice morainique. Ces dépôts allogènes se caractérisent par un état d’altération suffisamment avancé pour témoigner d’une longue évolution en contexte subaérien et être attribués à un cycle glaciaire au moins antérieur à l’Eemien (section 3.1.1). Dans les bassins de Foix-Montgaillard et de Tarascon (fig. 7 et 8), ces jalons morainiques et fluvioglaciaires soulignent l’emprise spatiale d’un paléoenglacement qui domine de 50 à 100 mètres l’emprise würmienne maximale et se raccorde, via la terrasse de Cadirac, à la génération T2 des nappes fluvioglaciaires de l’avant-pays ariégeois ; génération attribuée au Riss sur la base de critères altérologiques et pédologiques (Hubschman, 1975a). Les blocs erratiques de Varilhes jalonnent quant à eux une paléoemprise glaciaire sensiblement plus ancienne et plus étendue ; plus ancienne car ces énormes blocs erratiques de gneiss issus du massif de l’Aston dominent très nettement l’étagement des terrasses T2 et T3 du bassin de Pamiers ; plus étendue car ces blocs allogènes se situent ~6 kilomètres en aval de l’emprise spatiale maximale probablement atteinte par la glaciation MIS 6 (dépôts morainiques altérés de Labarre décrits par F. Taillefer, 1973, cf. section 2.2.2.1). En amont du bassin de Tarascon, les jalons anté-würmiens sont plus rares (fig. 4 et 7) et ne subsistent que sous forme de blocs erratiques épars, directement posés sur le substrat rocheux. On signalera les blocs fragmentés et corrodés de taffonis situés sur l’interfluve Ariège-Vicdessos, une cinquantaine de mètres au dessus des moraines würmiennes maximales du col de Larnat, ceux localisés en rive gauche du Vicdessos, une centaine de mètres au-dessus des moraines würmiennes de Lapège, et, en rive droite de l’Ariège, sur le flanc sud-ouest de la montagne de Tabe, les tills de l’Assaladou à 1585 mètres d’altitude.

4 - Une chronologie des glaciations quaternaires entierèment renouvelée

28L’acquisition d’une nouvelle série de datations par le cosmonucléide ¹⁰Be a permis de totalement renouveler la chronologie des glaciations quaternaires, en particulier celle du cycle glaciaire würmien. Bien que cette série de datations ¹⁰Be ait déjà fait l’objet d’une publication (Delmas et al., 2011), il nous a semblé important ici de revenir en détail sur la stratégie d’échantillonnage (section 4.1) mais aussi sur l’analyse et l’interprétation des résultats (sections 4.2 et 4.3) afin de montrer dans quelle mesure l’établissement préalable d’une chronologie relative fournit, à chacune de ces étapes, le cadre spatio-temporel nécessaire pour contraindre les données chronologiques absolues.

4.1 - la stratégie d’échantillonnage en vue de datations ¹⁰Be

29Tous les stades d’englacement caractérisés supra ont fait l’objet de prélèvements en vue de datations par le nucléide cosmogénique produit in situ ¹⁰Be (fig. 3), à l’exception cependant du stade d’englacement jalonné par les blocs de Varilhes étant donné l’état d’altération et de dégradation superficielle très avancé qui les caractérise. La table 1 montre que l’essentiel de l’échantillonnage concerne les stades würmiens : trente prélèvements sur douze sites d’échantillonnage, dont six sur verrous, cinq sur constructions morainiques et un sur nappe proglaciaire, contre seulement quatre échantillons sur quatre blocs erratiques anté-würmiens différents. L’échantillonnage de ces quatre blocs a porté sur les parties les moins dégradées de l’enveloppe rocheuse afin de sélectionner les surfaces les plus proches possibles de l’émoussé glaciaire initial.

30Utilisée en tant qu’outil de datation, la concentration en ¹⁰Be produit in situ mesurée sur une surface rocheuse renseigne la durée d’exposition minimale enregistrée par cette surface rocheuse depuis son exposition initiale (Gosse & Phillips, 2001 ; Dunai, 2010). En théorie, cette durée d’exposition donne directement l’âge de la dernière déglaciation de la bosse rocheuse dans le cas d’un poli sur verrou, et l’âge du retrait de la glace en arrière d’une construction morainique dans le cas d’un bloc erratique enchâssé dans une moraine. Cela suppose cependant que les surfaces échantillonnées ne souffrent pas d’un héritage d’exposition, qu’elles n’ont pas été écaillées et/ou qu’un masque sédimentaire n’a pas entravé l’accumulation post-glaciaire de ¹⁰Be au niveau de la surface échantillonnée. Afin de tester ces risques « géomorphologiques », l’échantillonnage des sites sur verrous a porté sur deux à trois types de surfaces rocheuses (tab. 1) : des blocs erratiques sans matrice morainique posés directement sur le verrou rocheux, des surfaces polies par la glace localisées sur le sommet du verrou rocheux, et enfin des surfaces polies situées sur les faces latérales du verrou rocheux et associées à des traces d’arrachement par quarrying. Sur constructions morainiques, l’échantillonnage a systématiquement porté sur des sommets de blocs erratiques, de 1 à 5 mètres de grand axe, enchâssés dans la forme construite et dépourvus de toute trace d’écaillage superficiel afin de garantir une certaine stabilité du bloc sur le cordon morainique et une érosion limitée de la surface échantillonnée depuis son exposition initiale. Par ailleurs, comme une part importante des débris ayant transité sur des glaciers de vallée comparables à celui de l’Ariège est susceptible d’avoir une origine supraglaciaire, l’échantillonnage a prioritairement porté sur des blocs erratiques ayant voyagé sur des distances suffisamment longues pour que leur enveloppe extérieure ait été largement rafraîchie et que la concentration en ¹⁰Be susceptible de s’être accumulée avant le transport sur les versants supraglaciaires soit en grande partie éliminée. On sait, en effet, que l’essentiel des isotopes cosmogéniques sont concentrés dans les 60 premiers centimètres environ. Enfin, conformément aux prescriptions de Putkonen & Swanson (2003), comme les moraines échantillonnées sont relativement récentes (würmiennes) et de hauteur limitée (10 à 20 mètres maximum), tous les sites sur cordons morainiques ont fait l’objet de deux à trois prélèvements sur des blocs erratiques différents. Ces critères d’échantillonnage concernent aussi le site E localisé sur la nappe proglaciaire de Garrabet (soit ~1,5 km en aval du front morainique) faute de blocs erratiques directement prélevables sur le vallum de Garrabet car ce dernier a été totalement remanié par l’implantation du village et de son terroir cultivé.

31Au total, la plupart des stades d’englacement würmiens (Maximum würmien, Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière) sont renseignés à la fois par des données acquises sur verrou et des données acquises sur constructions morainiques (ou nappe proglaciaire dans le cas du site E) car l’objectif est de pouvoir tester la cohérence interne des données ¹⁰Be. Faute de moraines exploitables, seuls les paléoenglacements postérieurs à Bernière (Petches et Suc) ne sont renseignés que par des sites sur verrous (sites J, K et L). Par ailleurs, tous les sites d’échantillonnage (sur verrous comme sur formes construites) ont été localisés dans le bassin glaciaire, de telle sorte que les datations ¹⁰Be puissent être directement confrontées à d’autres données chronologiques, acquises par d’autres méthodes de datation (Sorriaux, 1981, 1982 ; Jalut et al., 1982 ; Bakalowicz et al., 1984).

4.2 - Analyse des résultats et cohérence avec la chronologie relative des dépôts glaciaires

32Cette section propose une analyse des datations cosmogéniques destinée à faire la part entre les données ¹⁰Be porteuses d’un sens chronologique et celles qui résultent d’histoires d’exposition trop complexes pour donner directement la chronologie des stades d’englacement identifiés sur le bassin glaciaire ariégeois. Au fil des développements, on montre comment la position des données ¹⁰Be par rapport aux séquences de formes, et donc par rapport à la chronologie relative des paléoenglacements quaternaires, permet d’opérer un tri sur des bases plus objectives.

4.2.1 - Les sites en relation avec le Maximum würmien

33Faute de vallum frontal dans le bassin de Foix-Montgaillard, le Maximum würmien est renseigné par trois sites sur constructions morainiques en position latérale (sites A, B et C) et un site sur verrou (site D). L’essentiel des datations obtenues sur ces quatre sites plaident en faveur d’une emprise würmienne maximale contemporaine du Global LGM. Le Global LGM a été défini comme « the time of the most recent maximum in globally integrated ice volume ». Il couvre une période de 3 000 à 4 000 ans centrée sur ~21 000 cal. BP et caractérisée par un très bas niveau marin (-135 m) relativement stable (Yokoyama et al., 2000 ; Mix et al., 2001).

34Deux datations, l’une à 35,3 ± 8,6 ka (C1) et l’autre à 79,9 ± 14,3 ka (D2), introduisent cependant la possibilité d’un Maximum würmien asynchrone par rapport au Global LGM. Le bloc C1 a été prélevé sur la moraine latérale contemporaine du Maximum würmien située en rive gauche de la vallée d’Aston, un peu en amont de la confluence avec l’Ariège (site C, fig. 3) et donne un âge sensiblement plus ancien que le bloc C2 (18,4 ± 3,1 ka) prélevé sur la même forme construite. Compte tenu des risques de vieillissement et/ou de rajeunissement intrinsèques à la méthode (cf. section 4.1), il est a priori très difficile d’identifier lequel date directement la forme construite, et donc l’emprise würmienne maximale dans ce tronçon de vallée, si tant est que l’un des deux donne effectivement un âge fiable... Dès lors, on ne peut que procéder par jeux d’hypothèses et retenir l’option la moins improbable. Dans cette optique, deux types d’arguments permettent de considérer que l’âge ¹⁰Be à 35,3 ± 8,6 ka (C1) a du sens pour notre propos. Le premier argument repose sur l’étude de Putkonen & Swanson (2003) selon laquelle on a de très grandes chances (probabilité de 95 %) que le bloc erratique le plus ancien donne assez directement (≥ 90 %) l’âge requis à condition d’échantillonner au minimum 6 à 7 blocs sur des moraines hautes et anciennes (40-100 ka et 50-100 m de haut) mais seulement 1 à 4 blocs pour les moraines de petite taille (10-20 m de haut). Le second argument repose sur l’idée qu’un héritage d’exposition acquis sur les versants supraglaciaires est très peu probable car le bloc C1 est un granite acide à grains fins alors que le substrat des versants alentours est schisteux. Ce bloc allogène a donc nécessairement voyagé au minimum sur 3 kilomètres depuis le Pla du Four avant de s’arrêter sur la moraine de Larcat (site C). Ces granites filoniens, aux affleurements très réduits, occupent toujours une position sous-glaciaire dans le massif de l'Aston, sauf sur les pics de Bouc et Thoumazet, 11 et 14 kilomètres en amont. Cela devrait garantir une érosion suffisante de l’enveloppe rocheuse pour avoir effacé l’essentiel de l’héritage d’exposition acquis en position supraglaciaire, si tant est que ce bloc a effectivement une origine supraglaciaire. Il est également peu probable que ce bloc provienne d’un placage de till anté-würmien dominant le site C car le bloc ne présente aucune trace d’altération caractéristique des erratiques anté-würmiens.

35L’âge à 79,9 ± 14,3 ka a été obtenu sur un bloc erratique posé directement, sans matrice morainique, sur le substrat rocheux d’un verrou (site D) situé à l’entrée de la gorge qui sépare les bassins de Tarascon et de Foix-Montgaillard. Ce verrou culmine à 590 mètres d’altitude et domine de 100 mètres le vallum de Garrabet. Il a une forme particulièrement proéminente et se tenait durant le Maximum würmien à proximité du toit de la langue de glace, tantôt totalement recouvert, tantôt en position de nunatak sub-affleurant (fig. 9). Un tel âge oblige à s’interroger sur l’éventualité d’un héritage d’exposition sur ce bloc. Comme dans le cas précédent, l’hypothèse d’une pré-exposition sur les versants supraglaciaires ne peut pas être responsable d’un vieillissement important, si pré-exposition il y a, car le bloc D2, un gneiss œillé type Aston, a voyagé sur 20 kilomètres au minimum, et 30 kilomètres depuis les premiers reliefs supraglaciaires dans ces gneiss, avant de se déposer sur le promontoire rocheux (site D). Par ailleurs, les âges d’exposition obtenus sur le substrat rocheux du verrou (12,7 ± 2,1 ka pour D1, 6,8 ± 0,3 ka pour D3 et 22,8 ± 1 ka pour D4) montrent clairement que le glacier würmien a recouvert le site D et a prélevé une tranche de roche suffisante pour remettre à zéro le compteur ¹⁰Be. Dans ces conditions, le bloc D2 daté à 79,9 ± 14,3 ka ne peut correspondre qu’à un résidu de placage de till contemporain du Maximum würmien et suffisamment épais pour avoir bloqué pendant plusieurs dizaines de millénaires, probablement entre le MIS 4 et le MIS 2 (Martinson et al., 1987 ; Sanchez-Goni & Harrison, 2010), l’accumulation de ¹⁰Be sur ce verrou.

4.2.2- Les sites en relation avec les stades d’englacement postérieurs au Maximum würmien

36La figure 9 montre les relations géométriques que les données ¹⁰Be acquises sur les sites E, F, G, H et I entretiennent avec les stades Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière. Les résultats obtenus sur les formes construites (sites E, H et I) sont relativement disparates mais, conformément aux résultats statistiques de Putkonen & Swanson (2003), la datation la plus ancienne peut être considérée comme la plus fiable de la série. Sur ces bases, l’âge à 18,8 ± 1,3 ka obtenu sur le vallum de Bernière (site I) permet d’écarter la datation à 17,5 ± 1,1 ka obtenue sur ce même vallum, les datations à 16,8 ± 1 ka et 15,7 ± 1 ka obtenues sur le vallum de Bompas-Arignac (site H) et les datations à 14,9 ± 0,6 ka et 14,7 ± 0,7 ka obtenues sur la nappe proglaciaire topographiquement raccordée au vallum de Garrabet (site E). Compte tenu de l’excellente conservation de ces formes construites, ces âges anormalement récents s’expliquent très probablement par un début de dégradation superficielle des blocs erratiques échantillonnés, dégradation superficielle très certainement favorisée par les conditions bioclimatiques très tempérées qui règnent à cette altitude depuis le début de l’Holocène (Jalut et al., 1992). L’âge à 18,8 ± 1,3 ka obtenu sur le vallum de Bernière (site I) confirme par ailleurs le caractère anormalement récent des datations obtenues sur les sites A et B, en relation avec le Maximum würmien. La disparité des données obtenues sur les verrous F et G pose également problème mais la présence d’un bloc erratique allogène daté à 16,8 ± 1,1 ka (surface G2) sur le sommet du verrou G fournit la preuve incontestable que le sommet de ce verrou (surface G1 datée à 30,7 ± 4,2 ka) présente un héritage d’exposition ; l’absence d’héritage sur G1 ne pouvant se concevoir qu’avec un till sus-jacent du même âge, ou éventuellement plus vieux. C’est donc l’âge ¹⁰Be à 18,7 ± 3,8 ka qu’il faut retenir pour dater la déglaciation de cette zone de verrou située entre les fronts morainiques de Bompas-Arignac et de Garrabet.

37Ces deux datations ¹⁰Be (surface F1 à 18,7 ± 3,8 ka et surface I1 à 18,8 ± 1,3 ka) indiquent clairement que les stades de Bompas-Arignac et de Bernière se sont édifiés au cours de pulsations froides très proches l’une de l’autre ; deux pulsations froides contemporaines du Global LGM (Yokoyama et al., 2000 ; Mix et al., 2001). Faute de datation ¹⁰Be fiable sur le site E, la chronologie du stade Garrabet n’est renseignée que par défaut ; le vallum morainique de Garrabet cesse de se construire avant 18,7 ± 3,8 ka. Cependant, l’excellente préservation de ce vallum frontal, dont la forme est tout à fait comparable à celle des vallums de Bompas-Arignac et de Bernière, permet de considérer que l’âge ¹⁰Be à 18,7 ± 3,8 ka obtenu sur le verrou F est proche de l’âge réel du stade Garrabet. Dans ces conditions, l’héritage d’exposition identifié sur la surface G1 a nécessairement été acquis avant le Global LGM. Faute d’avoir pu mesurer sur cette surface le rapport ¹⁰Be/²⁶Al, la part réelle de ¹⁰Be hérité sur la concentration totale mesurée ne peut pas être précisément établie mais les datations ¹⁰Be obtenues sur ce site indiquent que la part héritée représente au maximum une durée de 14 000 ans (valeur obtenue en retranchant le temps d’exposition mesuré sur le bloc G2 au temps d’exposition total enregistré sur la surface G1). Or, compte tenu de la position géographique de ce verrou, seulement 10 kilomètres en amont de l’emprise würmienne maximale, il est fort probable que cette population de nucléides hérités ait été acquise au cours de fluctuations du front glaciaire contemporaines du MIS 3 (Martinson et al., 1987 ; Sanchez-Goni & Harrison, 2010). Dans ces conditions, il faut envisager, pour la surface G1, (i) une remise à zéro du compteur ¹⁰Be au début du Würm (avant le MIS 3), puis, (ii) durant le MIS 3, une succession de périodes de déglaciation, au cours desquelles le ¹⁰Be s’accumule, et de recouvrement (morainique ou glaciaire) au cours desquelles l’érosion glaciaire ne suffit jamais à effacer l’intégralité de la concentration de ¹⁰Be acquise. (iii) La dernière période de recouvrement par la glace de cette zone de verrou correspond au stade Garrabet et se situe avant 18,7 ± 3,8 ka, très probablement durant le Global LGM. Cette dernière a, elle aussi, été incapable d’une érosion significative sur le verrou, probablement en raison de sa brièveté mais aussi de la résistance à l’érosion mécanique de la barre de leucogranite massif qui arme ce verrou.

38Les datations obtenues sur les verrous J, K et L permettent quant à elles de fixer la chronologie des paléoenglacements postérieurs au stade Bernière. Après le stade Bernière, le front glaciaire subit une phase de régression généralisée avant de construire les stades de progression-stationnement de Petches et de Suc, respectivement situés à 25 et 15 kilomètres en amont du vallum de Bernière, dans l’axe de l’Ariège et dans le haut Vicdessos (fig. 3). Ces stades d’englacement jalonnent des langues de glace cantonnées aux hautes vallées et qui ne dépassaient pas 20 kilomètres de long dans l’axe de l’Ariège et 6 kilomètres sur la vallée de Suc, un affluent du Vicdessos issu des cirques méridionaux du massif des Trois seigneurs (planchers vers 1750 m, sommet vers 2200 m). Compte tenu de leur position dans la séquence de formes, les datations ¹⁰Be obtenues sur le verrou J renseignent la chronologie de la phase de déglaciation immédiatement antérieure au stade de Petches. La présence d’un bloc erratique daté à 15,4 ± 2,5 ka sur le sommet de ce verrou montre que la surface datée à 24,5 ± 4,8 ka souffre aussi d’un héritage d’exposition et qu’elle a par conséquent subi une érosion glaciaire très limitée au Würm. Les verrous K et L se situent, quant à eux, dans l’emprise glaciaire contemporaine des stades de Petches et de Suc (fig. 5 et 10). Les datations très cohérentes obtenues sur ces deux sites d’échantillonnage permettent de situer dans le Dryas ancien ces derniers stades de glaciers de vallées, et dans l’Allerød le retrait de la glace en arrière de ces sites d’échantillonnage.

4.2.3 - Les sites en relation avec les stades d’englacement antérieurs au Maximum würmien

39Les datations ¹⁰Be obtenues sur les blocs erratiques anté-würmiens (fig. 3, tab. 1) donnent des résultats très disparates mais l’âge le plus ancien de la série (Bloc M1 daté à 122,2 ± 4,9 ka) confirme le caractère anté-würmien de ces blocs en position très perchée et d’aspect localement dégradé et altéré. C’est d’ailleurs probablement cette dégradation superficielle des enveloppes rocheuses, sinon l'exhumation tardive à partir de masses morainiques démantelées, qui explique les âges würmiens, voire holocènes, obtenus sur les surfaces N1, N2 et O1.

4.2.4 - Bilan et apports des datations ¹⁰Be

40Au total, cette nouvelle série de données ¹⁰Be permet de mettre en évidence (i) un paléoenglacement antérieur à l’Eemien plus étendu que celui du cycle glaciaire würmien, (ii) une emprise würmienne maximale antérieure au MIS 3, peut-être contemporaine du MIS 4 compte tenu de l’âge ¹⁰Be à 79,9 ± 14,3 ka obtenu sur le bloc D2, (iii) des fluctuations plurikilométriques du front glaciaire ariégeois durant le MIS 3 (héritage d’exposition sur le verrou G daté à 30,7 ± 4,2 ka), (iv) l’édification des stades Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière dans le courant du Global LGM, (v) des paléoenglacements tardiglaciaires cantonnés aux hautes vallées mais encore suffisamment importants sur la haute Ariège pour que le front glaciaire atteigne Ax-les-Thermes, à 700 mètres d’altitude, au Dryas ancien.

4.3 - Essai de mise en cohérence de l’ensemble des données chronologiques disponibles sur le bassin glaciaire ariégeois

41On montre à présent comment les reconstitutions paléogéographiques présentées dans la section 3.2 permettent une mise en cohérence de l’ensemble des datations (¹⁰Be, U-Th, ¹⁴C) disponibles sur le bassin glaciaire. Sur ces bases, on propose une image en grande partie renouvelée de la chronologie des glaciations dans les Pyrénées de l’Ariège.

4.3.1 - Distinguer les dépôts würmiens et anté-würmiens : critères relatifs et datations absolues

42La distinction entre les emprises würmienne maximale et anté-würmiennes proposées sur la figure 3 repose principalement sur l’analyse de l’état d’altération des dépôts morainiques et juxtaglaciaires situés aux marges du bassin glaciaire ariégeois (cf. sections 2.2 et 2.3). Or, la vitesse d’altération des granitoïdes contenus dans ces formations superficielles n’est pas clairement étalonnée, d’une part parce que l’âge des nappes fluvioglaciaires sur lesquelles repose le gradient d’altération disponible régionalement n’est pas encore contraint par des méthodes de datation absolue (étude actuellement en cours), d’autre part parce que la vitesse d’altération de ces formations superficielles dépend fortement des conditions morpho-climatiques locales (épaisseur de la formation superficielle, topographie du substrat cohérent sur lequel repose la formation superficielle, conditions du drainage…). Dans ces conditions, il était important de disposer, en dépit de conditions d’échantillonnage peu favorables, de données chronologiques susceptibles de contrôler la fiabilité des critères altérologiques. De fait, la datation ¹⁰Be à 122 ka sur le bloc de Caraybat confirme le caractère anté-würmien des matériaux altérés et/ou dégradés qui se trouvent sur les marges des bassins de Foix-Montgaillard et de Tarascon. Elle montre aussi que l’emprise glaciaire individualisée 50 à 100 mètres au-dessus du Maximum würmien et topographiquement raccordée à la nappe T2 de l’avant-pays ariégeois est bien contemporaine du MIS 6, comme les chronologies relatives établies à l’échelle régionale le laissaient penser (cf. section 3).

43Cette glaciation a été clairement identifiée dans le remplissage karstique de Niaux-Sabart-Lombrives où elle est calée par datations U-Th sur spéléothèmes entre 175 et 130 ka. Deux autres glaciations antérieures au MIS 6 sont également identifiées et datées par U-Th, l’une entre 200 et 250 ka et l’autre entre 290 et 350 ka (Sorriaux, 1981, 1982 ; Bakalowicz et al., 1984). Faute de jalons morainiques anté-würmiens suffisamment nombreux et suffisamment préservés sur les versants du bassin glaciaire ariégeois, il est totalement impossible de restituer la paléogéographie des glaciations antérieures au MIS 6. On ne peut que rappeler la position très perchée des blocs erratiques de Varilhes, 100 à 110 mètres au-dessus de la nappe T3 du bassin de Pamiers, ce qui conduit à situer la glaciation qui les a transportés plutôt dans le Quaternaire moyen ancien, et d’en faire l’équivalent des vieilles moraines qui, en Cerdagne, se raccordent à la nappe alluviale T4 (Calvet, 1994, 1998), plutôt que des deux phases froides repérées dans Niaux entre 200 et 350 ka.

4.3.2 - Données chronologiques en relation avec le cycle glaciaire würmien

44Le cycle glaciaire würmien est lui aussi clairement attesté dans le remplissage karstique de Niaux (Sorriaux, 1981, 1982 ; Bakalowicz et al., 1984) grâce à deux datations U-Th à 91,4 ± 2,4 ka et à 19,1 ± 1,6 ka (deuxième mesure sur le même échantillon à 19,9 ± 2,1 ka) prélevées respectivement au toit et à la base de deux planchers stalagmitiques différents. Ces deux planchers stalagmitiques encadrent une formation détritique allogène qui atteste un fonctionnement du karst en régime noyé. Cette réactivation du paléokarst de Niaux s’explique par une remontée du niveau de base liée à la présence de glace dans les vallées voisines de l’Ariège et du Vicdessos. Cependant, les datations U-Th ne renseignent que très indirectement la chronologie de cette phase d’englacement et de réactivation du paléokarst car elles ne portent pas directement sur la formation détritique allogène mais sur les planchers stalagmitiques qui l’encadrent. Ces datations U-Th sont néanmoins intéressantes pour notre propos dans la mesure où elles fournissent, en négatif, un cadre chronologique susceptible d’être confronté avec les datations ¹⁰Be retenues supra. Dans cette optique, il faut constater que l’hypothèse d’un Maximum würmien contemporain du MIS 4 est compatible avec l’âge U-Th à 91,4 ± 2,4 ka de Niaux. De même, les âges ¹⁰Be à 18,8 ± 1,3 ka et 18,7 ± 3,8 ka, obtenus respectivement sur le vallum de Bernière et sur le verrou F situé immédiatement en aval du vallum de Bompas-Arignac, sont parfaitement compatibles avec la datation U-Th à 19,1 ± 1,6 ka obtenue à la base du plancher stalagmitique qui scelle la formation détritique würmienne de Niaux. En effet, les reconstitutions paléogéographiques proposées supra (section 3, fig. 9) montrent qu’au moment où le glacier de l’Ariège construit les vallums de Bompas-Arignac et de Bernière, la basse vallée du Vicdessos est déglacée et un lac de barrage glaciaire occupe alors l’ombilic de Niaux, jusqu’à 580 mètres d’altitude, soit 110 mètres en contrebas du porche de la grotte (fig. 9). Dans ces conditions, les galeries supérieures du paléokarst, où se situent les concrétions datées par U-Th (elles se trouvent à quelques hectomètres du porche d’entrée et à la même altitude soit vers 670 m), ne sont plus fonctionnelles et le plancher stalagmitique daté à 19,1 ± 1,6 ka peut commencer à se construire.

45Les datations ¹⁴C, analyses minéralogiques, sédimentologiques et stratigraphiques de la séquence glaciolacustre de Freychinède (Jalut et al., 1982 ; fig. 10) offrent d’autres éléments de comparaison. Ces travaux indiquent (i) que le col de transfluence situé immédiatement à l’ouest de l’ombilic, à 1517 mètres d’altitude, était déglacé dès 21,3 ± 0,76 BP (soit à 27 855-23 915 cal. BP ; IntCal09, Reimer et al., 2009), (ii) que les cirques situés sur la façade méridionale du massifs des Trois Seigneurs étaient alors suffisamment englacés pour nourrir une langue de glace engagée dans la vallée de Suc. Le front de cette langue de glace est difficilement localisable (rien ne permet de déterminer si la langue confluait avec le glacier principal du Vicdessos) mais la présence de sillimanite dans les sédiments glaciolacustres, de la base du sondage jusqu'à 396-398 centimètres de profondeur, montre que la glace était suffisamment épaisse pour alimenter le paléolac de Freychinède en eaux de fonte juxtaglaciaires issues du massif des Trois Seigneurs. (iii) Après 13,15 ± 0,3 BP (soit 16 928-14 994 cal. BP ; IntCal09, Reimer et al., 2009 ; date obtenue à 401-403 centimètres de profondeur), l’arrêt des apports détritiques riches en sillimanite montre que la langue de glace engagée dans la vallée de Suc est suffisamment amaigrie pour ne plus franchir le seuil rocheux situé vers 1360-1380 mètres d’altitude entre l’auge de Suc et l’ombilic de Freychinède. Les auteurs envisagent qu’à partir de cette date, la glace est cantonnée aux plancher des cirques installés sur la face sud du massif des Trois Seigneurs (Jalut et al., 1982). Cette série de datation ¹⁴C a été remise en cause et suspectée de vieillissement par un effet « eau dure » (Turner & Hannon, 1988 ; Pallàs et al., 2006) mais, faute de disposer de la valeur du δ¹³C associée à ces différents âges, il n’est pas possible d’évaluer la réalité du risque de vieillissement (Bowman, 1990 ; Lowe & Walker, 1997 ; Pallàs et al., 2006). De plus, il convient de noter que les 14 dates de la colonne sédimentaire sont très cohérentes entre elles, aux marges d’erreur près (fig. 10). On signalera cependant l’étonnante rupture des taux de sédimentation que suggère la succession des âges dans la colonne sédimentaire. Cette rupture se place entre la date à 21,3 ± 0,76 BP située à la base de la séquence et la date à 14,8 ± 0,8 BP situées immédiatement au-dessus. Cela suggère l’existence, entre ~24 000-28 000 cal. BP et ~16 000-20 000 cal. BP, d’un hiatus sédimentaire, non signalé par les auteurs, mais susceptible de correspondre à la récurrence glaciaire contemporaine du Global LGM clairement enregistrée par ¹⁰Be sur les moraines et verrous du bassin de Tarascon. En effet, les données ¹⁰Be obtenues sur les sites F, G, H et I du bassin de Tarascon ont permis d’envisager (i) des fluctuations intra-würmienne, probablement contemporaines du MIS 3, du front glaciaire ariégeois et (ii) une dernière pulsation glaciaire responsable de l’édification des vallums de Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière durant le Global LGM.

46Les datations ¹⁰Be obtenues sur le verrou L sont, elles aussi, parfaitement compatibles avec la chronologie et les reconstitutions paléogéographiques proposées par Jalut et al. (1982). En effet, les surfaces datées par ¹⁰Be sont exactement localisées sur le seuil rocheux évoqué supra, celui situé vers 1360-1380 mètres d’altitude entre l’auge de Suc et l’ombilic de Freychinède. Elles indiquent une exposition depuis 16,7 ± 2,3 ka (deuxième mesure sur le même échantillon à 16,9 ± 3,3 ka) sur la partie supérieure du verrou (surface L1), depuis 14,4 ± 1,1 ka (surface L3) pour la partie inférieure du verrou et depuis 14,1 ± 0,7 ka (surface L2) pour la face aval (fig. 10). Compte tenu des marges d’erreur, on peut considérer que ces quatre datations sont compatibles entre elles et qu’elles fournissent la même information : le verrou L est exposé au rayonnement cosmique depuis l’Allerød. Sur ces bases, les données ¹⁰Be, de concert avec l’analyse minéralogique et les datations ¹⁴C obtenues dans le remplissage glaciolacustre de Freychinède, indiquent que le verrou a été recouvert par la glace (et/ou placage de till témoignant de la proximité du glacier) jusqu’au Dryas ancien. Compte tenu de la position du site L par rapport au plancher actuel de l’auge de Suc, cette langue de glace était de 150 mètres d’épaisseur et s’avançait potentiellement jusque vers 950 mètres d’altitude. Cependant, la position exacte du front glaciaire contemporain du Dryas ancien est difficilement localisable faute de front morainique préservé dans l’axe de l’auge. L’interstade Allerød se traduit, quant à lui, par une régression du front glaciaire qui cantonne la glace dans les cirques méridionaux du massif des Trois Seigneurs et finit par la faire totalement disparaître. En effet, il est fort probable que le refroidissement Dryas récent ne se soit pas traduit, dans ce secteur de vallée, par une récurrence glaciaire notable. L’analyse des stomates foliaires sur macrorestes végétaux recueillis dans le sondage de Freychinède a permis d’estimer la position de la limite supérieure des forêts au Dryas récent, vers 1300 mètres d’altitude (Reille & Andrieu, 1993), soit 400 à 600 mètres à peine sous les planchers de cirques installés sur le versant sud du massif des Trois Seigneurs. Ceci permet d’estimer, sur la base des analogues actuels, la ligne d’équilibre glaciaire potentielle vers 2300-2500 mètres d’altitude au minimum au Dryas récent, c’est-à-dire bien au-dessus des crêtes du massif.

5 - Conclusions

47Etudié depuis plus d'un siècle, le bassin glaciaire ariégeois est exemplaire des détours épistémologiques enregistrés par l'historiographie des études quaternaires. La « période glaciaire » des premiers travaux cède la place, à l'orée du vingtième siècle, à un polyglacialisme directement calqué sur le modèle alpin mais encore bien peu argumenté sur les bases d'une analyse objective de l’état d’altération des matériaux (Mengaud, 1910 ; Depéret, 1923). Lorsque ces premières observations sont produites, notamment par D. Faucher (1937) et L. Goron (1941), il en émane un polyglacialisme fondé sur l'évidence que les dépôts glaciaires ariégeois les mieux conservés sont d'âge récent et qu’une génération plus ancienne est représentée par des dépôts relativement dispersés et sensiblement altérés. Par la suite, probablement faute de disposer encore des bases théoriques nécessaires pour interpréter correctement les gradients d’altération, G. Viers élabore un modèle d’interprétation du Quaternaire radicalement opposé au polyglacialisme alpin et totalement à contre-courant par rapport aux premières études paléoclimatiques globales (Emiliani, 1954). En effet, pour G. Viers (1960, 1962), les Pyrénées n’ont connu qu’une seule et unique phase d’englacement localisée à la fin du Quaternaire, après un épisode majeur d’aération du relief, situé au Villafranchien, et une période caractérisée par l’édification de « glacis alluviaux » étagés. Les hautes et moyennes terrasses du piémont sont assimilées à cette longue période de glaciplanation plutôt qu’à des nappes fluvioglaciaires dont G. Viers refuse de voir le raccord avec les cordons morainiques altérés. L’existence même de moraines anciennes est remise en cause et la présence d’éléments altérés dans certains cordons morainiques est expliquée par un banal remaniement de matériaux altérés avant leur prise en charge par le glacier en progression (Viers, 1963). Ici, nous montrons à quel point le modèle monoglacialiste a perturbé, sinon figé, l’ensemble des travaux portant sur la paléogéographie et donc la chronologie relative des glaciations quaternaires dans les Pyrénées de l’Ariège.

48Or, disposer d’une chronologie relative solide demeure un préalable indispensable à toute tentative de datation absolue. Dans cette optique, une cartographie détaillée des dépôts de marge glaciaire et de leur état d’altération nous a permis de reconstituer la paléogéographie de 6 stades d’englacements successifs, würmiens et anté-würmiens. Sur ces bases, on a pu intégrer l’ensemble des données chronologiques, relatives et absolues (¹⁰Be, U-Th, ¹⁴C), disponibles sur le bassin glaciaire ariégeois et proposer une chronologie totalement refondue des glaciations quaternaires dans les Pyrénées de l’Ariège. On retiendra (i) qu’un paléoenglacement antérieur à l’Eemien, probablement contemporain du MIS 6, s’est avancé au-delà de l’emprise würmienne maximale, (ii) que cette dernière est antérieure au Global LGM et probablement contemporaine du MIS 4 comme l’indiquent l’âge ¹⁰Be à 79,9 ± 14,3 ka sur le bloc D2 et la datation U-Th à 91,4 ± 2,4 ka obtenue sur le plancher stalagmitique de Niaux. Par ailleurs, cela s’accorde parfaitement avec les données récemment acquises, immédiatement au sud de l’Ariège, sur le petit bassin glaciaire du Malniu où le Maximum würmien a été daté par ¹⁰Be à 76.5 ± 2 et 49.2 ± 1.3 ka (Pallas et al., 2010). Outre l’évidence d’un Maximum würmien asynchrone par rapport au Global LGM, cette étude montre l’existence, durant le MIS 3, de fluctuations des marges glaciaires ariégeoises, de l’ordre d’une dizaine de kilomètres au niveau du front (héritage d’exposition sur le verrou G daté à 30,7 ± 4,2 ka). Des fluctuations intra-würmiennes sont également renseignées dans les hautes vallées comme, par exemple, la vallée de Suc où la mise en eau du lac de Freychinède dès 21,3 ± 0,76 ka ¹⁴C BP (soit 27 855-23 915 cal. BP) pourrait correspondre à un interstade würmien contemporain du MIS 3. Le Global LGM représente, quant à lui, la dernière phase de progression glaciaire suffisamment ample pour atteindre le bassin de Tarascon et construire les vallums de Garrabet, de Bompas-Arignac et de Bernière (datations ¹⁰Be à 18,7 ± 3,8 ka obtenue sur la surface F1 et à 18,8 ± 1,3 ka sur la surface I1, hiatus sédimentaire situé entre ~24 000-28 000 cal. BP et ~16 000-20 000 cal. BP au sein de la séquence glaciolacustre de Freychinède). Cette ultime poussée glaciaire contemporaine du Global LGM est suivie par une déglaciation extrêmement rapide et de grande ampleur car, dès le Dryas ancien, la plupart des fronts glaciaires sont cantonnés aux hautes vallées (datations ¹⁰Be des sites K et L, datations ¹⁴C et analyse minéralogique de la séquence de Freychinède). Dès lors, la taille des paléoenglacements est éminemment variable d’un secteur à l’autre du bassin glaciaire en fonction des conditions topoclimatiques locales. Ainsi, au Dryas ancien, la vallée de l’Ariège abrite encore un glacier de vallée d’une vingtaine de kilomètres de long tandis que la vallée de Suc, affluente du Vicdessos, n’est plus occupée que par un organisme glaciaire de 6 kilomètres environ.

49Cette chronologie s'avère en conformité avec l'ensemble des données récemment acquises à l’échelle des Pyrénées (synthèse in Calvet et al., 2011). Les datations OSL obtenues sur le Gállego démontrent l'existence d'un glaciaire ancien contemporain du MIS 6 et une emprise würmienne maximale antérieure au Global LGM sur le Gállego et le Cinca (Lewis et al., 2009). L'ampleur de la poussée glaciaire contemporaine du Global LGM enregistrée en Ariège est attestée aussi sur l’ensemble des bassins glaciaires de taille relativement réduite situés sur la façade méditerranéenne des Pyrénées. C’est le cas sur la Noguera Ribagorçana (Pallàs et al., 2006), sur la Têt (Delmas et al., 2008) mais aussi sur le Carol et le Malniu où les fronts glaciaires contemporains du Global LGM se situent seulement quelques hectomètres en arrière des fronts MEG würmiens (Pallas et al., 2010). La rapidité et l’ampleur de la déglaciation immédiatement postérieure au Global LGM est aussi évidente sur ces bassins méridionaux, en particulier sur celui de la Têt où une déglaciation quasi intégrale est attestée dès ~20 000 cal. BP (Delmas, 2005). À partir du Dryas ancien, chaque sous-bassin acquiert un comportement autonome, contrôlé par le relief et l'exposition, mais la synthèse du Tardiglaciaire pyrénéen reste encore à faire.