Le Vercors est un massif bordé sur son flanc est par la vallée du Drac, au nord et à l'ouest par l'Isère et au sud par la Drôme. Il s'allonge sur environ 47 km, du sommet de la Buffe, au nord, au col de Rousset, au sud. D'est en ouest, sa largeur est d'environ 13 km au nord s'élargissant jusqu'à une vingtaine de km au sud. Cette forme en "patate allongée" est, en fait, une véritable forteresse géographique. Le massif est entouré de falaises dont les crêtes s'élèvent, en moyenne, à 1500/1600 m sur les façades nord et ouest, jusqu'à atteindre 2000 m sur celles de l'est et du sud.

Voir le massif du Vercors

Sa partie nord-ouest est occupée par le Val d'Autrans que nous définirons comme étant l'ensemble des versants qui collectent les eaux évacuées par les gorges du Méaudret (Isère) au sud du village de Méaudre.

La façade nord du Vercors

Dans la présente page, nous nous intéresserons tout d'abord aux crêtes qui limitent le Val d'Autrans en les parcourant depuis l'est, au-dessus de Lans-en-Vercors, vers le nord ouest et enfin vers l'ouest, jusqu'au-dessus du col de Romeyère.

Puis, dans une autre page, nous étudierons la circulation des glaces dans le Val d'Autrans pendant le Mindel.

Le Val d'Autrans

Le Val d'Autrans est ouvert vers le sud, ce qui lui permet de communiquer facilement avec Lans-en-Vercors et Villard de Lans, en passant par le col de la Croix Perrin ainsi que, par la vallée du Méaudret puis celle de la Bourne, vers le Royannais. Mais sur tout le reste de son périmètre, du sommet de Charande, au-dessus d'Engins à l'est, jusqu'à la vallée de la Bourne, à l'ouest, il est limité par une falaise qui rend les communications impossibles, comme c'est le cas général dans le Vercors.

Il peut être utile, avant d'entamer la lecture de cette page, de consulter la tectonique de cette partie du Vercors dans la page que Geol-Alp lui consacre.

Le tracé des crêtes

Les crêtes qui limitent le Val d'Autrans au nord et à l'est présentent un tracé quelque peu particulier que nous allons décrire et tenter d'expliquer. Si le tracé de ces crêtes est dû à la tectonique, il a, bien entendu, été retouché ultérieurement par l'érosion. Nous allons voir que deux types d'érosion différents ont joué leur rôle, l'érosion glaciaire et l'érosion périglaciaire et nous allons décrire leurs oe
uvres respectives.

Commençons ce parcours des crêtes en partant du Pas de Bellecombe, à l'est d'Autrans, et suivons-les jusqu'au Bec de l'Orient, au nord-ouest. Sur ces crêtes, sommets et points bas se succèdent, qui seront utilisés dans la suite de cette page :

• • • le Pas de Bellecombe (1636 m),

    • le sommet de Charande (1709 m),

    • le parking de la Molière (1632 m),

    • le sommet de Plénouze (1648 m),

    • Le « col » des Egarlettes (1575 mètres),

    • le sommet de la Sure (1643 m),

    • le Pas du Mortier (1543 m),

    • le sommet de la Buffe (1623 m),

    • Le Pas de la Clé (1509 mètres)

    • le sommet du Bec de l'Orient (1568 m).

Nous pensons que les altitudes des points hauts ont été déterminées par l'action d'anciens glaciers. En effet, les crêtes du Val d'Autrans présentent de nombreux témoins du passage d'un glacier : épaulements, prairies,moraines et clapiers d'origine glaciaire. Mais de quel glacier s'agit-il ?

Comment s'explique la pérennité des reliefs glaciaires et la précision des résultats ?

Extension des glaciers sur le Val d'Autrans et ses alentours

Au cours des deux dernières glaciations, le Riss et le Würm, l'ombilic grenoblois était occupé par un glacier dont la surface s'élevait à 1120 mètres au maximum du Würm et à 1310 mètres à celui du Riss. Au Riss, le glacier n'a pas dépassé Lans en Vercors. Aucune de ces deux glaciations n'a donc pénétré dans le Val d'Autrans. La situation était toute autre au cours du Mindel.

Notons tout d'abord que nous allons, dans la suite de cette page, être amenés à utiliser les altitudes de terrain qui figurent sur les cartes actuelles de l'IGN. Mais sommes-nous en droit d'utiliser ces altitudes actuelles pour étudier une action datant de plusieurs centaines de milliers d'années ? Au cours du temps, les altitudes du relief ont, en effet, été modifiées et les altitudes actuelles sont, bien entendu, différentes de celles d'origine.   Quelle différence entre « altitude actuelle » et « altitude d'origine »

La circulation des glaces sur façade nord du Vercors au Mindel

L'ombilic grenoblois était, à cette époque, occupé par les glaces résultant de la confluence des glaciers de l'Isère, du Drac et de la Romanche, dont le niveau se situait à 1740 mètres environ. Au sortir de l'ombilic, limité sur la carte par un pointillé, la majeure partie de ces glaces (A) empruntait la cluse de Voreppe, sous forme d'un glacier de vallée, jusqu'à la Buffe où, profitant de l'élargissement de la vallée qui lui offrait un large accès à sa plaine de piémont, le glacier prenait la forme d'un lobe.

Nous avons schématisé l'écoulement des glaces de ce lobe par plusieurs flèches rayonnantes. Sur sa rive gauche, le lobe s'appuyait contre la façade nord-ouest du Vercors. Nous n'avons pas étudié ni représenté sur la carte l'écoulement des glaces du lobe contre le massif de la Chartreuse, jusqu'à sa confluence avec le glacier du Rhône sur les Terres Froides.

L'autre partie des glaces de l'ombilic (B) surmontait l'arête nord du Moucherotte, où elle donnait naissance à un épaulement dont le sommet se situe à 1690 mètres, ce qui nous indique un niveau des glaces de 1740 mètres à cet endroit. La photo suivante, prise dans le sens d'écoulement du glacier, présente cet épaulement de l’arête nord du Moucherotte (D1B) bien visible depuis Grenoble. Les tassements impressionnants qui affectent tout le versant Est débutent légèrement en dessous du sommet de l'épaulement.

Mais l'étude de la carte géologique, aussi bien que l'examen sur place, montrent que ces tassements de versant n'ont pas altéré la position du sommet de l'épaulement. On peut donc considérer comme valable la valeur de 1690 m environ. La faiblesse de l'érosion par les eaux météoriques postglaciaires sur cette roche d'urgonien ainsi que par l'absence de riviéres proches de part et d'autre de l'épaulement fait de ce site un témoin particulièrement fiable.

Une partie (C) de ce flux de glace, que nous appellerons glacier de Lans-en-Vercors, remontait la vallée du Furon puis, parvenu sur Lans-en-Vercors, continuait vers le sud jusqu'à rejoindre le glacier des Hauts Plateaux du Vercors provenant des cimes qui dominent Villard de Lans et Corrençon. Au début de son parcours, une partie des glaces du glacier de Lans-en-Vercors franchissait les crêtes est du Val d'Autrans et venait envahir celui-ci, n'étant limitée que par les crêtes nord et ouest du Val. Une selle glaciaire, située sensiblement au-dessus d'Engins et représentée en tiretés, séparait le glacier de Lans-en-Vercors du flux de glace qui descendait la vallée du Furon pour rejoindre le glacier de l'Isère.

Situé au-dessus d'Engins (Isère), l'alpage de la Molière s'étire sur une longueur de 4 km, sa largeur atteignant par endroits 500 m. Son altitude moyenne est de l'ordre de 1600 m, il présente une légère pente transversale dirigée vers la vallée du Furon, affluent de l'Isère qui la rejoint à Sassenage. C'est un remarquable plan d'épaulement, culminant à 1660 m au nord et 1580 m au sud, sous le Pas de Bellecombe.

Ce plan d'épaulement doit sa grande longueur à l'absence, au-dessus de lui, de glaciers de paroi et de torrents qui auraient pu le scinder en plusieurs épaulements séparés. Il nous indique que l'altitude de surface du glacier qui lui a donné naissance s'abaissait de 1660 + 50 = 1710 m au nord du plateau de la Molière à 1580 + 50 = 1630 m au sud.

Retenons qu'au Mindel tous les reliefs de cette région d'altitude inférieure à 1700 mètres environ disparaissaient sous un manteau de glace. Seul émergeait  le Moucherotte (1901 m) ainsi qu'une partie de son arête sud jusqu'à la Roche Saint Michel et, à l'opposé, une partie des crêtes est du Val d'Autrans, ainsi que nous le verrons plus loin. Le Val d'Autrans se situait donc en totalité sous le niveau des glaces mindeliennes.

Dans la présente page, nous allons nous intéresser tout d'abord aux crêtes qui le limitent à l'Est et au Nord, puis nous étudierons le parcours des glaciers mindeliens à l'intérieur du Val d'Autrans, ce qui nous permettra de mettre en évidence l'existence à cette époque d'une chute de séracs haute de 250 mètres dans une des vallées du Vercors.

Dans ce parcours, le glacier a créé sur son passage une série de sites témoins, dont les caractéristiques sont indiquées dans ce tableau. Celui-ci comporte aussi l'indication de l'altitude atteinte par la surface glaciaire lorsque l'on utilise les diverses règles définies dans notre site (règle des sommets d'épaulement, règle des prairies et règle des clapiers d'origine glaciaire.

Les crêtes est et nord du Val d'Autrans

Le graphique suivant montre une bonne concordance entre les altitudes des sites témoins qui figurent sur le tableau ci-dessus et le tracé de la courbe de la surface glaciaire passant par les divers sommets de la crête. On n'oubliera pas que, dans le cas des prairies et des clapiers d'origine glaciaire, l'altitude du glacier peut dépasser de quelques mètres celles indiquées par ces sites témoins. Cette remarque peut expliquer que, dans le cas de Plénouze, les sites témoins conduisent à une altitude de ce sommet inférieure d'une vingtaine de mètres à l'altitude actuelle, ce qui peut également être dû à l'érosion postglaciaire.

Les caractéristiques des sites témoins sont visibles dans ce tableau.

Formation des crêtes est et nord du Val d'Autrans

Le report sur sur une carte montre que, depuis le sommet de Charande jusqu'à celui du Bec de l'Orient, les sommets situés sur les crêtes Est et Nord du Val d'Autrans se placent sur la courbe représentative du glacier de l'Isère. Ceci traduit d'ailleurs le fait que tous les sommets sont porteurs de sites témoins, prairies, moraines ou clapiers d'origine glaciaire.

Nous pensons que cette régularité est typique d'une érosion glaciaire dont les modalités, quelque peu spéciales, sont décrites dans notre page les mécanismes de l'érosion glaciaire et dont voici un extrait, limité à ce qui nous intéresse dans la présente page.

L'érosion glaciaire au cours d'une glaciation peut, pensons nous, se diviser en 4 phases, dont voici les 2 premières :

Première phase

C'est celle du pléniglaciaire, lorsque le niveau atteint par les glaciers est maximum et où il n'existe pas ou extrêmement peu d'eaux glaciaires à cette altitude. Seules jouent alors l'érosion périglaciaire et celle due à la glace :

• • • l'érosion périglaciaire, due à la succession du gel et du dégel des parties émergées, qui fragmente les rochers et dont les produits tombent sur la surface du glacier,

    • les actions dues à la glace elle-même, qui se résument ici essentiellement à l'évacuation de ces débris par le glacier.

C'est au cours de cette première phase que les points hauts de la crête, jusqu'ici émergés, ont été « rabotés » : les nunataks sont devenus des sommets jardins.

Nous avons appelé façonnement lors du pléniglaciaire ce mode d'érosion, dont nous avons rencontré de nombreux exemples au cours de nos études.

Ce rabotage des reliefs les plus élevés n'a rien à voir avec la pénéplanation, beaucoup plus ancienne et plus importante, que mentionne Maurice Gidon sur son site Geol-Alp et qui a provoqué, à l'aube du Quaternaire, l'aplanissement des plateaux du Bas Dauphiné (Chambaran).

Modifié le 21 juillet 2016 Les moraines du Bec de l'Orient C'est pendant cette phase, sans doute au cours des stades isotopiques 8 (qui a pris fin vers 250 ka) ou 10 (qui s'est terminé vers 350 ka), lorsque la surface des glaciers était à son maximum d'altitude, que ce sont déposées les moraines du sommet du Bec de l'Orient. Elles se présentent sous la forme de deux crêtes parallèles composées de rochers de calcaire urgonien de bonne taille, parfois d'une dizaine de mètres cubes. Les crêtes sont dirigées vers le nord-est et leur altitude atteint 1557 mètres pour la crête située le plus à l'ouest et 1568 mètres pour sa voisine, distante d'une cinquantaine de mètres, qui constitue le sommet du Bec de l'Orient. L' orientation des crêtes montre que ces blocs ont été déposés par un débordement du glacier de l'Isère par dessus la crête nord du Vercors. Il nous semble probable qu’ils ont été arrachés à la falaise de La Buffe, toute proche, fragilisée par de nombreuses failles comme le montre la carte géologique des lieux. Ces moraines constituent donc un site témoin de grande valeur de l'altitude atteinte par le glacier. À travers l'épaisse forêt qui couvre les moraines, voici un aspect des rochers qui les composent. L'aspect des rochers, ainsi que leur disposition en crêtes, est très semblable à celle des rochers qui composent les moraines du Pot Jacquin, décrites ici (en cours d'élaboration).

Deuxième phase

C'est le début du cataglaciaire.

Lorsque débute le réchauffement, des eaux glaciaires prennent naissance, pour commencer dans le bas des vallées. Puis l'altitude de production des eaux glaciaires s'élève, jusqu'à atteindre le niveau atteint lors du pléniglaciaire (du fait de la convergence des surfaces des glaciers dans le haut des vallées). C'est alors que se créent à ce niveau des reliefs typiques, dont nous utiliserons certains comme sites témoins (dépôts d'argiles permettant l'installation ultérieure de prairies, dépôts de moraines ainsi que de blocs erratiques qui, par la suite, donneront naissance à des clapiers d'origine glaciaire).

Ultérieurement, c'est au cours de la deuxième phase du Mindel que, pour ce qui concerne la présente page, les eaux glaciaires latérales ont utilisé, élargi et approfondi les points bas des crêtes. Elles les ont amenés à leur altitude actuelle et ont produit des érosions locales parfois assez importantes dans le versant Autrans. Lorsque l'altitude des points bas était trop élevée pour qu'ils puissent être empruntés par les eaux glaciaires latérales, ces points bas ont été façonnés seulement par le passage des eaux glaciaires de surface ainsi que par la fusion de la glace des débordements ponctuels qui les empruntaient, qui donnaient naissance à des érosions moins importantes.

Notons également qu'une pareille succession de sommets jardins nous permet de considérer que l'ensemble de cette crête constitue un chaînon de sommets jardins, analogue à celui, d'étendue beaucoup plus restreinte, que celui formé  par les sommets du Sénépy (1769 m) et de La Peyrouse (1710 m), dans la région de La Mure (Isère).

Naissance d'un lobe

Le graphique précédent montre que les indications apportées par les sites témoins permettent de considérer que la surface du glacier de l'Isère dans la cluse de Voreppe au pléniglaciaire du Mindel se situait sensiblement sur la crête nord du Val d'Autrans.

Dans le cas où un glacier occupe une vallée de largeur à peu près constante, sa surface, entre deux sections relativement proches, est représentée sur un tel graphique, en première approximation, par un segment de droite. C'est le cas ici, mais, la largeur de la vallée augmentant au passage de chaque sommet, des segments de pentes différentes se succèdent de sommet en sommet. À chacun de ces sommets, en même temps que la largeur de la vallée augmentait, la pente du lobe s'accentuait, d'amont en aval, comme l'indique le tableau suivant.

De plus, passé le Bec de l'Orient et jusqu'au clapier d'origine glaciaire situé 11,3 km plus loin à 1210 m sur le col de Romeyère, segment non représenté dans le tableau précédent, la pente du glacier s'accentue encore et atteint 3,16 %.

La carte qui suit montre le trajet suivi par le glacier le long des crêtes nord et ouest qui limitent le Val d'Autrans.

Les azimuts de ces divers trajets de sommet à sommet sont également indiqués.

Tout d'abord, alors que, jusqu'à La Sure, nous avons affaire à un véritable glacier de vallée, en aval de ce sommet, la largeur de la vallée augmente et la falaise contre laquelle le glacier s'appuyait oblique vers l'ouest. Cet élargissement de la vallée se produisait en plusieurs temps : un premier élargissement à la Sure, un second à la Buffe, un troisième au Bec de l'Orient et à chacun de ces élargissements, où le glacier effectuait un mouvement tournant vers l'ouest, la pente de la surface glaciaire augmentait également.

À partir de la Sure, mais surtout de la Buffe, le glacier voyait la vallée s'ouvrir très largement devant lui, c'était le début de son arrivée dans sa plaine de piémont dans laquelle l'espace disponible lui permettait de s'étaler en un lobe glaciaire.

Conclusion

Outre l'intérêt que présente cette page dans l'explication des reliefs de cette façade nord du Vercors, elle aura, nous l'espérons, convaincu le lecteur de l'importance de l'érosion qui s'exerçait, pendant le pléniglaciaire d'une glaciation, sous la forme d'une érosion périglaciaire due à l'effet gel/dégel sur les sommets les plus élevés.

Quelques précisions

Plus de précisions sur :

• • • la règle des sommets d'épaulement

    • la règle des prairies

    • la règle des clapiers.