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La formation des épaulements PDF Imprimer Envoyer
Écrit par Claude Beaudevin   
Vendredi, 11 Février 2011 13:41
Version du 24 octobre 2016

Ce qui, dans nos montagnes, caractérise le mieux les vallées glaciaires, c'est la présence d'épaulements et de plans d'épaulements.

Il est admis que les épaulements sont dus à des actions glaciaires et que la surface du glacier qui leur a donné naissance s'élevait quelques dizaines de mètres plus haut que le sommet de l'épaulement. Dans notre étude, nous avons adopté la valeur de 25 mètres ; nous verrons plus loin pourquoi nous avons adopté cette valeur.

Coupe type d'une vallée glaciaire

Notons que les épaulements créé par un glacier de vallée sont toujours sensiblement perpendiculaires au talweg de la vallée. Dans le cas contraire, c'est qu'ils ont été sculptés par un glacier distinct de celui du glacier de vallée, par exemple un de ses affluents ou par une diffluence, par exemple celle du col de Merdaret.

Les types d'épaulement

Rappelons comment il est possible d'identifier un épaulement sur une carte où figurent les courbes de niveau. Précisons qu'il existe deux modelés d'épaulements légérement diffèrents : épaulements simple et épaulements à pommeau.

Croquis d'épaulements simples
Croquis d'un épaulement à pommeau

Les épaulements simples

Dans le cas des épaulements simples, la pente de l'épaulement est toujours descendante vers le talweg ou, à la limite, horizontale.

Illustration parfaite d'épaulements de ce type, la vallée de la Malsanne (Isère)

avec le verrou de la Barrière, porte d'entrée dans l'ombilic du Valbonnais.

En toile de fond, dans le ciel, se dresse le horn de l'Obiou.

Epaulements dans la vallée de la Malsanne
Image sensible au passage de la souris

Un autre exemple d'épaulement simple, particulièrement éloquent, le versant nord du col du Glandon (Savoie). La vallée affluente, en face de nous, est la Combe de la Croix, qui draine le versant nord des Aiguilles de l'Argentière (les sommets de gauche). Nous sommes ici sur la route qui descend la vallée du Glandon vers celle de l'Arc.

Le versant nord du col du Glandon en Savoie
Image sensible au passage de la souris

La vallée principale, celle du Glandon, était parcourue par un important glacier, provenant du massif des Grandes Rousses via une diffluence passant par le col du Glandon. La glace s'écoulait de gauche à droite de la photo selon la flèche bleue. La forme en U de la vallée affluente, avec ses flancs d'auge et ses épaulements est bien visible. A la base des falaises des Aiguilles de l'Argentière, nous avons trouvé des stries glaciaires, preuve, si nécessaire, que la glace pouvait, par moments, dépasser légèrement ce niveau.

Enfin voici un dernier exemple d'épaulement simple : cette série de quatre épaulements, facilement identifiable dans le paysage, se situe sur la rive droite de la vallée de l'Eau d'Olle, en Oisans, entre Allemont et le Rivier d'Allemont (Isère). Le profil caractéristique peut s'observer sur sept contreforts de la rive droite, ceux de Rif Premier, des Rochailles, de Mal Pourchie, la Pessée et de la Suif (cinq d'entre eux sont visibles sur cette photo).

Les épaulements de l'Eau d'Olle en Isère

Image sensible au passage de la souris
Image Google Earth

Entre ces contreforts, l'appareil de l'Eau d'Olle n'a pu sculpter une auge caractéristique, du fait des glaciers affluents qui empruntaient les vallons.

Les épaulements à pommeau

Dans le cas des épaulements à pommeau, l'épaulement est limité, coté vallée, par une bosse.

Sa forme n'étant pas sans rappeler celle d'une selle targuie, nous avons baptisé les épaulements de ce type « épaulements à pommeau ». Il semble que cette forme soit liée à la présence, à cet endroit, d'une roche plus résistante à l'érosion et qui reste en saillie. L'érosion qui l'a dégagée peut s'être exercée durant la glaciation elle-même ou après celle-ci. Nous avons appelé ensellement la partie déprimée qui sépare le pommeau et le sommet d'épaulement.

Prolongeant vers le nord-nord-ouest le chaînon est du Dévoluy, un contrefort du Pic Pierroux descend jusqu'au bord du lac du Sautet (Hautes-Alpes). Ce contrefort porte en particulier un épaulement à pommeau, le pommeau étant constitué par la Tête de la Sambut (Croix de la Plaigni, 1595 m), en saillie d'une quarantaine de mètres sur l'ensellement, c'est-à-dire la partie basse de l'épaulement, qui s'étend du pommeau au sommet d'épaulement.

Epaulement en pommeau

La formation des épaulements

Les épaulements constituent la seule forme importante de relief qui, tout en étant due à l'érosion glaciaire, ne doit, selon nous, que peu de choses à l'action des eaux glaciaires. L'existence des épaulements montre qu'une érosion importante a eu lieu à leur niveau. Quelle pouvait être la nature de cette érosion ?

Nous pensons qu'il s'agit d'un mode d'érosion, peut-être encore non signalé à ce jour, qui fait intervenir à la fois l'érosion périglaciaire et l'érosion glaciaire et que nous avons nommé érosion conjointe périglaciaire - glaciaire.

L'érosion conjointe périglaciaire - glaciaire

Elle est due à l'action simultanée de la gélifraction et de l'évacuation des débris par le glacier.

Lorsqu'un glacier circule contre un relief, par exemple un sommet ou encore un chaînon de sommets, la gélifraction, un des modes d'érosion périglaciaire, s'attaque aux parties du relief émergées, alors que celles situées en-dessous de la surface glaciaire sont protégées par la glace des variations brutales de température. La glace exerce ainsi un effet protecteur, son action se résumant à des effets d'abrasion et de polissage de la roche, d'importance minime dans la formation du relief.

Lors de certaines phases d'une glaciation, en particulier lors du pléniglaciaire le niveau de surface d'un glacier de vallée peut rester sensiblement constant pendant une durée suffisante. Les versants d'un sommet dépassant de la surface glaciaire sont alors soumis aux alternances gel/dégel, qui provoquent des ouvertures de fissures suivies d'éboulements. Les contreforts du sommet situés du côté du glacier sont particulièrement sensibles à cet effet.

Une partie des débris ainsi arrachés au contrefort tombent sur la surface du glacier, où ils forment une moraine latérale et sont évacués par le mouvement du glacier. D'autre débris peuvent rester en place sur le contrefort lui-même. Mais il nous paraît inévitable qu'au cours d'un stationnement de longue durée de la surface glaciaire, celle-ci ne subisse pas quelques légères oscillations d'altitude, de quelques dizaines de mètres par exemple. Lorsque le niveau de la surface glaciaire sera à son maximum, les débris restés en place sur le contrefort seront alors évacués à leur tour.

Éboulement après éboulement, une entaille se forme ainsi sur le contrefort : un épaulement a pris naissance, dont le sommet se place quelque dizaines de mètres en dessous de l'altitude maximum atteinte au cours de la glaciation.

Les croquis qui suivent explicitent le rôle joué par la gélifraction dans la création des épaulements.

Un glacier occupe une vallée. Des sommets bordant la vallée s'avance un contrefort, en général perpendiculaire au sens d'écoulement du glacier suivant la représentation ci-après :

Une coupe de la vallée au droit du contrefort est représentée par le croquis suivant :

Formation d'un épaulement : état initial

La partie de la paroi sous la surface glaciaire est protégée d'une gélifraction brutale par la présence de la glace. A l'inverse, la partie de la paroi qui émerge de la surface glaciaire est soumise à une gélifraction quasi quotidienne, par suite des dilatations engendrées par les différences de température entre le jour et la nuit. Des éboulements pourront alors se déclencher.

Rappelons que la gélifraction ne nécessite pas la présence d'eau. Les phénomènes de dilatation différentielle entre des points d'une roche peuvent suffire à la briser.

Il est possible également qu'en dépit des températures extrêmement froides qui régnaient au pléniglaciaire, un peu d'eau prenne parfois naissance par fonte de la glace dans des fissures exposées au soleil. La nuit suivante, cette eau congélera en exerçant une pression importante sur les parois de la fissure, suivie d'éboulements à la fusion de cette glace. Mais il ne peut s'agir là que d'un facteur secondaire, sinon il n'existerait pas d'épaulements dans les contreforts exposés au nord !

Un morceau de paroi s'éboule. La base de cet éboulement se touve au niveau de la surface glaciaire.

Formation d'un épaulement : état initial

Formation d'un épaulement : état initial

Une partie des débris de l'éboulement se répand sur le glacier, où elle forme une moraine latérale. Éventuellement, une autre partie reste sur le contrefort.

Formation d'un épaulement : état initial

Il nous paraît inévitable qu'au cours d'un stationnement de longue durée de la surface glaciaire, celle-ci ne subisse pas quelques légères oscillations d'altitude, un marnage, de quelques dizaines de mètres par exemple, ainsi qu'il a été constaté pour le glacier de l'Isère au cours du Würm. Lorsque le niveau de la surface glaciaire sera à son maximum, les débris restés en place sur le contrefort seront alors évacués. Ce marnage a joué un rôle important dans la formation des épaulements, contrairement à celui qui sévit sur nos plages et qui les encombre de détritus. C'est également lui que nous tenons pour responsable des stries que l'on observe parfois légèrement au-dessus des sommets d'épaulement.

Formation d'un épaulement : état initial

Enfin, lorsqu'au cataglaciaire, la surface du glacier s'abaisse, la base de l'éboulement apparaît dégagée de tout résidu. Une "banquette" horizontale ou légèrement en pente vers la vallée interrompt la forme plus ou moins régulière de l'arête du contrefort. Un épaulement a été créé, dont les dimensions s'accroîtront si plusieurs éboulements se produisent au même endroit.

Formation d'un épaulement : état initial

Dans le cas d'un chaînon comprenant plusieurs sommets, la même érosion conjointe périglaciaire - glaciaire s'exerce tout au long de celui-ci, ce qui entraîne la formation d'un plan d'épaulement.

Un épaulement est une forme linéaire, surimposée à celle d'un contrefort. Au contraire un plan d'épaulement est une surface de largeur et de longueur fort variables. Certains plans d'épaulement atteignent des dimensions très importantes, tel celui du Piémont Ardèche/Pilat, dont la largeur dépasse parfois 6 km et dont la longueur atteint une cinquantaine de kilomètres (page en cours de rédaction).

Ce mode d'érosion conjointe périglaciaire - glaciaire nous paraît assez lent à s'exercer, contrairement aux érosions par les eaux glaciaires, dans lesquelles les forces mises en jeu sont beaucoup plus importantes. Il ne peut donc prendre naissance qu'au cours de périodes suffisamment longues de stabilité du niveau glaciaire, en particulier lors du pléniglaciaire. L'hypothèse de formation exposée ci-dessus explique comment les épaulements les plus importants dans une vallée se sont formés quelques dizaines de mètres en dessous de l'altitude atteinte par le glacier lors du pléniglaciaire. Outre ceux créés lors du pléniglaciaire, des épaulements peuvent également se produire lors de certaines phases de retrait au cours desquelles le niveau du glacier est resté assez longtemps stable. Ils sont alors en général de dimensions plus faibles.

Si le relief qui dépassait de la surface glaciaire au pléniglaciaire était peu important, l'érosion conjointe périglaciaire - glaciaire pourra même le détruire en totalité. Nous avons appelé relief modelé au pléniglaciaire, ou encore relief jardin, ce type de relief, dont nous avons rencontré de nombreux exemples dans les Alpes Dauphinoises et qui seront cités au passage dans la suite de notre site.

Il est connu que « l'altitude du sommet d'un épaulement est inférieure de quelques dizaines de mètres à celle de la surface du glacier qui lui a donné naissance ». Nous avons inversé cette remarque pour obtenir l'altitude de la surface glaciaire à partir de celle du sommet d'un épaulement et nous avons, pour pouvoir obtenir une valeur bien définie, traduit "quelques dizaines de mètres" par : "25 mètres".

Bien entendu, le résultat ainsi obtenu ne peut être considéré que comme une valeur approchée, que de nombreux exemples, détaillés dans les pages de notre site, nous permettent toutefois de considérer comme valable à quelques dizaines de mètres près. Ce point sera développé dans la page sur la règle des sommets d'épaulements.

Enfin, on rencontre parfois, dans le bas de certaines vallées, des épaulements situés très bas, à quelques centaines de mètres d'altitude, comme c'est le cas pour le glacier de la Basse Drôme. Ces épaulements fournissent des altitudes de glacier correctes, car confortées par d'autres types de sites témoins dans leur proximité. Il semble possible qu'à ces basses altitudes l'accroissement des températures lors du cataglaciaire du Mindel se soient produit avant celui qui affectait le haut des vallées. Dans ce cas, il nous semble possible que les eaux glaciaires aient également joué un rôle dans la formation de ces épaulements.

 
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Mise à jour le Mardi, 31 Janvier 2017 08:57