Géomorphologie : processus glaciaires et associés

Le relief du Chablais est fortement inluencé par sa géologie (roches sédimentaires,

structure en plis complexes), son réseau hydrographique (Rhône et Dranses)

et son histoire glaciaire (érosion et dépôts). Le but de ce chapitre n’est pas de

passer en revue l’ensemble des processus géomorphologiques impliqués dans

la morphogenèse du Chablais mais de mentionner les principaux agents ayant

modelé le relief durant le Quaternaire et de recenser les formes glaciaires - et

associées - observées dans la zone d’étude.

La structure géologique du Chablais est celle d’un relief plissé assez complexe,

affecté de failles (Lugeon & Gagnebin, 1941). En bordure NW, on observe des

empilements de nappes. Ces structures sont profondément entaillées par le

réseau hydrographique, accentué par différentes phases d’érosion glaciaire,

principalement celui du Rhône et des trois Dranses, mais également d’innombrables

cours d’eau de versants. Ces cours d’eau transportent de grandes quantités de

matériaux en direction du Léman. Les processus glaciaires ont été actifs dans la

région durant tout le Quaternaire en alternance avec des phases interstadiaires

et interglaciaires durant lesquelles l’action luviatile redevenait prépondérante. Ils

ont contribué à l’approfondissement des vallées tout en abandonnant d’épaisses

masses de sédiments. Il subsiste de nombreux témoins des mouvements glaciaires

qui ont affecté le Chablais. Actuellement, ce sont surtout les processus luviatiles

et gravitaires qui modiient le modelé du relief.

Fig. 3.11 : Carte des moyennes annuelles des précipitations (en mm) en Haute Savoie

(Bravard et al., 1991).

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-Géopatrimoines des trois Chablais

Morphologie glaciaire

Les formes d’érosion en relation directe avec le glacier (formes glaciaires)  sont

(Tab.3.1) :

• Les cirques glaciaires (Fig. 3.12) se situent à l’amont d’une vallée ou sur

ses versants. En période de péjoration climatique, l’accumulation neigeuse

(névé) s’y transforme en glace et peut donner naissance à un appareil

glaciaire. La morphologie des cirques résulte du surcreusement exercé par

le glacier (Château d’Oche, Creux de Champs). Cette forme est souvent

accentuée par l’érosion différentielle entre le fond du cirque et un verrou

plus résistant à l’aval (Salanfe, Arvouin).

• Le glacier peut être freiné dans son écoulement par un obstacle, par

exemple une barre rocheuse résistante. Il se forme alors un verrou (Fig.

3.12) qui reste en saillie dans le paysage. La dynamique glaciaire implique

un surcreusement à l’aval du verrou  : l’ombilic (Fig. 3.12). Les ombilics

peuvent abriter un lac (Tavaneuse, Lioson) qui se comblera d’alluvions (les

Plagnes, la Barme). Les verrous sont souvent entaillés par les cours d’eau

sous-glaciaires (gorges du Pont du Diable) et/ou postérieurement par les

cours d’eau postglaciaires (Saint-Maurice).

type de témoins

géomor-phologiques érosion accumulation

glaciaire cirque till de fond, d’ablation, subaquatique

  verrou - ombilic cordon morainique frontal, latéral, latéro-frontal

  vallée en auge amphithéâtre morainique

  gradin de conluence bloc erratique

  roches moutonnées drumlin

  stries

  cannelures

luvioglaciaire marmite épandage

  chenal sandur

  gorge de raccordement kame

  gorge sous-glaciaire  

glaciolacustre   dépôts ins laminés

    lac de barrage morainique

    lac de verrou - ombilic

gravitaire niche d’arrachement glissement de terrain

    éboulement

    écroulement

    éboulement supraglaciaire

périglaciaire   glacier rocheux

    protalus rampart

    moraine de poussée

kettle

luviatile   conglomérat des Danses

organogène   marais - tourbière

Tab. 3.1 : Formations d’origine glaciaire et associées présentes sur le terrain d’étude, classées

en formes d’érosion et formes d’accumulation. Les couleurs correspondent à la légende

géomorphologique de l’UNIL (Schoeneich, 1993).

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-Trois Chablais

Fig. 3.12 : Formes d’érosion glaciaire et luvioglaciaire chablaisiennes : A. Cirque glaciaire

de Creux de Champs (VD) ; B. Vallée en auge de Montriond (HS) ; C. Ombilic et verrou

glaciaire dans le cirque de Lioson (VD) ; D. Chenal luvioglaciaire de Bons en Chablais (HS) ;

E. Stries glaciaires à Massongex (VS) ; F. Gorges sous-glaciaires du Pont du Diable (HS). Les

morphologies sont soulignées à l’aide de la légende géomorphologique de l’UNIL, sauf sur

l’image F. Photos : A, D, E, F, A. Berger. B et C, A. Perret.

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-Géopatrimoines des trois Chablais

• Ainsi, le proil caractéristique d’une vallée glaciaire comprend

des contrepentes, ce qui serait impossible pour une vallée d’origine

exclusivement luviatile. Une autre caractéristique des vallées glaciaires est

l’existence de vallées latérales perchées. Les vallées latérales ne sont souvent

pas raccordées à la vallée principale à une même altitude comme dans le

cas de vallées luviatiles. Cette différence est due aux puissances d’érosion

plus faibles des petits glaciers latéraux, par rapport aux grands glaciers de

vallée. Un gradin de conluence est donc observable, d’une importance

inversement proportionnelle à la taille du glacier afluent. Une gorge de

raccordement est parfois entaillée dans le gradin de conluence (gorges du

Trient, voir plus bas) ; si ce n’est pas le cas, il peut se former une cascade

(Pissevache). La vallée glaciaire présente en outre une morphologie dite en

« u » ou en « auge » (Fig. 3.12), imprimée par l’érosion glaciaire latérale.

En comparaison, la vallée luviatile présente généralement un proil latéral

en « v », dû à l’incision verticale du cours d’eau. Sur le terrain, on rencontre

divers entre-deux entre proil en « auge » et proil en « v ». Le plus souvent

les grandes vallées glaciaires sont comblées de sédiments et il est impossible

de reconnaitre leur proil vertical ou horizontal à moins d’avoir recours à des

mesures géophysiques (par exemple, la plaine du Rhône et sa conluence

avec la vallée de la Grande Eau) (Schoeneich, 1998a).

• Par l’intermédiaire des matériaux intégrés à la glace (sables, graviers,

blocs), le glacier provoque un polissage sur le lit rocheux dont résultent des

roches moutonnées (Massongex). Les mouvements du glacier se repèrent

également grâce aux stries (Fig. 3.12) imprimées par les mêmes matériaux

sur le substrat rocheux. Elles indiquent en outre la direction des lux de

glace. Les galets contenus dans la masse glaciaire peuvent aussi présenter

des stries. Ils sont reconnaissables à leur forme en fer à repasser qu’ils

acquièrent lors de leur transport sous la glace, à l’interface avec le bedrock.

D’autres formes d’érosion sont caractéristiques de l’action glaciaire, comme

les cannelures qui sont de larges rigoles d’érosion formées par l’eau

sous-glaciaire sous pression.

Formes d’érosion en relation indirecte avec le glacier (luvio-glaciaires) :

• Les marmites glaciaires sont une forme de surcreusement circulaire,

parfois profondes de plusieurs dizaines de mètres. Elles sont occasionnées

par les écoulements sous-glaciaires, souvent sous pression, chargés de

gravats et rendus ainsi abrasifs (Les Caillettes).

• Les torrents juxta- ou proglaciaires peuvent éroder des chenaux (Fig.

3.12) dans la moraine de fond ou dans le substratum, chenaux qui sont

rapidement comblés par des sédiments luvioglaciaires. Ils peuvent être

encore visibles dans le paysage (Draillant) ou sont reconnus par sondage et

prospection géophysique.

• Les vallées secondaires suspendues sont parfois entaillées par le cours d’eau

proglaciaire. Une gorge de raccordement (gorges du Trient) se forme par

érosion régressive, le cours d’eau tendant à retrouver son proil d’équilibre.

Lorsque l’eau n’a pas sufisamment entaillé le gradin de conluence, elle

rejoint la vallée principale en formant une cascade (Pissevache).

• Les glaciers tempérés sont accompagnés d’écoulements sous-glaciaires,

issus de la fusion d’une partie de leur masse de glace, sous l’effet de la

pression exercée par leur propre poids ou iniltrées depuis la surface au

moyen de moulins glaciaires. Ces eaux peuvent être chargées en sédiments

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-Trois Chablais

charriés par la glace, ce qui les rend très abrasives et capables de creuser

des gorges sous-glaciaires (gorges du Pont du Diable) (Fig. 3.12).

Fig. 3.13 : Formes d’accumulation glaciaire, luvioglaciaire et périglaciaire chablaisiennes :

A. Bloc erratique, alpage du Sciard (HS) ; B. Cordons morainiques, cirque de Soi (VS) ;

C. Glacier suspendu, glacier régénéré, amphithéâtre morainique et sandur, Glacier Noir,

Salanfe (VS) ; D. Amphithéâtre morainique, Chalets de Pertuis (HS) ; E. Cordon morainique

et terrasse de kame, Vacheresse (HS) ; F. Sandur, Cirque d’Antème (VS) ; G. Glacier rocheux

fossile, lac Darbon (HS) ; Protalus rampart, Bises (HS). Photos : A, D et E, A. Berger ;

B,C,F,G,H, A. Perret.

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-Géopatrimoines des trois Chablais

Formes d’accumulation en relation directe avec le glacier (glaciaires) :

• Le till de fond (Fig. 3.14) est omniprésent, répandu en accumulation

informe, couvrant le substrat rocheux ou des dépôts préexistants et

tapissant les versants. Il se met en place à la base du glacier lors de sa

progression. Il est composé de matériaux de nature et de taille variables,

emballés dans une matrice ine. Les galets sont généralement striés et

présentent un proil en fer à repasser avec des angles émoussés. Ces

matériaux proviennent des parois rocheuses – ils tombent sur l’appareil

glaciaire et sont intégrés à la masse de glace au fur et à mesure du luage –

et de l’arrachement sur le substratum rocheux. Cette formation est souvent

appelée «  argile à blocaux  » et présente une couleur gris bleu dans la

région d’Evian. Le passage du glacier et la pression de la glace ont imposé

au till de fond une surconsolidation. Le till de fond, accumulé parfois sur

quelques dizaines voire quelques centaines de mètres, peut, dans certains

cas subir une érosion particulière, par de petits systèmes de ravins. L’eau

emporte les matériaux les plus ins alors que les gros blocs protègent le

sédiment immédiatement sous-jacent. Il se forme alors des cheminées de

fées (Pont de la Douceur).

• Le till d’ablation est déposé lors du retrait glaciaire. Sa fraction ine est

plus restreinte que dans le till de fond car il est entrainé par les eaux de

fonte. Les galets y sont plus anguleux que dans le till de fond car ils ont été

transportés sur ou dans la glace.

• Les moraines frontales et latérales (Fig. 3.13) résultent de l’accumulation

des matériaux à l’avant et sur les rebords du glacier. Lorsque le glacier

stationne sufisamment longtemps à un même endroit (situation de bilan

de masse nul, soit, d’équilibre entre l’accumulation neigeuse et l’ablation

glaciaire), il se forme des cordons dont la taille peut atteindre plusieurs

centaines de mètres. Le matériel de ces moraines est constitué de sables,

graviers, galets et blocs.

• Les blocs erratiques (Fig. 13 A) sont transportés à la surface ou dans la

masse du glacier. Ils sont déposés lors de la fusion. Ils sont reconnaissables

par leur lithologie – différente de celle du substratum – et leur position – sur

les versants, hors de portée des écoulements luviatiles – qui supposent un

transport glaciaire. Tant les cordons morainiques que les blocs erratiques

sont très répandus dans le Chablais (plateau Gavot, Bas-Chablais, moraine

de Monthey, la majorité des vallées latérales).

• Les moraines subaquatiques (cordon de Laconnex) se déposent au

front du glacier dans un lac proglaciaire et comprennent donc une forte

proportion de limons (Moscariello et al., 1998).

• Les drumlins sont des collines allongées dans la direction du glacier dont

l’altitude et la largeur décroissent d’amont en aval. Elles sont composées de

matériaux morainiques et peuvent avoir un cœur rocheux. Ces formations

sont parfois organisées en groupes ou «champs de drumlins» (environs de

Messery).

Formes d’accumulation en relation indirecte avec le glacier

(luvioglaciaires, glaciolacustres, gravitaires):

Ces accumulations prennent place à proximité d’un appareil glaciaire. Leur

composante glaciaire est indiquée par des éléments de taille démesurée, souvent

striés, dans les sédiments. Dans cette catégorie, il est encore possible de distinguer

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-Trois Chablais

des formes synsédimentaires, contemporaines de la présence des glaciers et des

formes résultant de leur remaniement ou de l’évolution des versants. Ces dernières

sont en relation étroite avec la crise paraglaciaire consécutive à la déglaciation

(Scapozza, 2013) et qui affecte encore actuellement les versants alpins et préalpins.

• Les épandages luvioglaciaires ont lieu soit au front du glacier, soit sur

sa bordure et forment des surfaces d’accumulation appelées sandurs

(Fig. 3.13) (Salanfe, Antème). Ce sont des matériaux apportés par les

glaciers et repris en charge par les eaux de fonte. Ils présentent les mêmes

caractéristiques que les dépôts luviatiles, grossièrement granoclassés et

stratiiés et sont composés de sables, galets et graviers. On les rencontre

également en remplissage des chenaux glaciaires.

• Les dépôts de kame (Fig. 3.14) sont un cas particulier de sédimentation

dans un lac de barrage juxtaglaciaire (sur les côtés du glacier). Ils mêlent

les apports du glacier et parfois des moraines latérales aux apports

luvioglaciaires, luviatiles et torrentiels sous forme de delta. Après le retrait

du glacier, ces dépôts subissent des déformations dues au réajustement

morphologique du versant (failles normales). Au fur et à mesure du retrait,

ils s’organisent en terrasses. La surface des terrasses de kame est parfois

criblée de dépressions, les kettles (voir plus bas). Ces creux résultent de la

fonte de noyaux de glace morte délaissés par le glacier.

• Les torrents glaciaires peuvent alimenter des lacs de la marge proglaciaire

dans lesquels se déposent des sédiments en systèmes de delta : matériel

grossier en stratiication oblique sur le front du delta (foreset beds) et

matériaux ins et laminés sur le fond (bottomset beds). Une fois le plan

d’eau comblé, la sédimentation glaciolacustre (Fig. 3.14) devient

luvioglaciaire puis luviatile. La formation d’un lac au débouché d’une

vallée secondaire peut-être occasionnée par une langue glaciaire principale

(situation de barrage). Dans ce cas, l’alimentation peut-être luvioglaciaire

(l’origine est l’émissaire d’un glacier encore présent dans la vallée) ou

luviatile, voire torrentielle, si l’alimentation provient du cours d’eau d’une

vallée déglacée.

• Les lacs de montagne ont souvent une origine glaciaire. Ils peuvent être

barrés par un cordon morainique ou s’installer dans la dépression d’un

ombilic glaciaire, retenus par un verrou rocheux (Fig. 3.12).

• Les terrains argileux, typiquement s’ils résultent de l’accumulation de dépôts

ins laminées dans les lacs proglaciaires et s’ils sont mis en porte-à-faux par

l’érosion, sont sujets à glisser. Dans les vallées des Dranses, ils provoquent

de vastes et destructeurs glissements de terrain (Vailly, Ecotex).

• Les versants des vallées subissent une décompression suite au retrait

des glaciers dont la masse de glace exerçait une pression latérale. Des

éboulements, voire des écroulements se produisent alors

(Chessel-Noville).

• La surface des matériaux glaciaires peut-être irrégulière et présenter des

dépressions thermokarstiques, causées par la fonte tardive de blocs de

glace à l’intérieur des sédiments glaciaires (le Lyaud). Les kettles sont des

dépressions thermokarstiques situées à la surface de terrasses de kame, des

cordons morainiques ou des sandurs (de tout dépôt glaciaire ou associé).

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-Géopatrimoines des trois Chablais

Formes périglaciaires

Les formes périglaciaires se développement dans des conditions climatiques

froides. Elles sont déterminées par la présence de sol gelé (pérenne ou temporaire),

de phases de gel-dégel et de neige (Reynard, 1997). Dans le Chablais, elles sont le

plus souvent fossiles, sauf dans les zones d’altitude (massif des Diablerets, massif

des Dent de Morcles). Ces formes ne sont pas directement liées à la présence de

Fig. 3.14 : Accumulations glaciaires et luvioglaciaires chablaisiennes : A. Galet calcaire

strié dans une matrice de till de fond, Pont de la Douceur (HS) ; B. Till de fond ou argile

à blocaux, Pont de la Douceur (HS) ; C. Till, Vacheresse, (HS) ; D. Argiles glaciolacustres,

Ecotex (HS) ; E. Terrasses luvioglaciaires, Thonon (HS) ; F. Conglomérat des Dranses, Pont

de l’Eglise (HS). Photos : A. Perret.

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-Trois Chablais

glaciers. A la suite de Ph. Schoeneich (1998a), nous les prenons en compte en tant

qu’indicateurs de climat froids passés.

• Sur les terrains délaissés par les glaciers mais parfois à proximité et

simultanément, les processus périglaciaires modèlent les dépôts grossiers,

soit du till, soit des éboulis. Se forment alors des glaciers rocheux (Fig.

3.13) qui luent sous l’effet de la glace de permafrost qu’ils contiennent.

Les glaciers rocheux embryonnaires sont appelés protalus ramparts (Fig.

3.13).Ils se forment la plupart du temps au pied des éboulis et peuvent

rester à l’état d’embryon. Le Chablais compte des glaciers rocheux actifs

(Entre la Reille, Martinets) et des glaciers rocheux fossiles (Darbon, le

Larzey). Les protalus ramparts chablaisiens sont pour la plupart fossiles

(Bises, Lovenex).

• Les moraines de poussée (Paneirosse) sont provoquées par l’action d’une

crue glaciaire sur des sédiments meubles gelés, souvent du till d’ablation

laissé par le même glacier lors d’un retrait préalable. Leur morphologie est

reconnaissable à leurs crêtes émoussées, divisées en plusieurs bourrelets.

Elles peuvent être latérales, frontales ou latérofrontales.

Formations non glaciaires en relation avec la chronologie des phases

glaciaires (organogène, luviatile, lacustre)

• Les dépôts organiques (Roseire d’Aval, Maravant) ont la particularité

d’offrir des indices sur les conditions environnementales qui prévalent lors

de leur mise en place. L’étude des pollens offre des repères chronologiques

relatifs (biozones). Les matières organiques peuvent parfois être « datées »

par la méthode du Carbone 14 et offrent alors des repères numériques qui

approchent la datation absolue. Ces dépôts peuvent être des paléosols, des

tourbières, des lignites, des sédiments lacustres, etc. Ils marquent l’existence

d’interstades voire d’interglaciaires. Des troncs d’arbres peuvent également

être piégés dans les sédiments (Duzillet). Grâce à la dendrochronologie, ils

offrent des repères chronologiques absolus.

• Les dépôts luviatiles (Fig. 3.14) renseignent sur les périodes interglaciaires

(Conglomérat des Dranses).

• Les terrasses lacustres présentent des caractéristiques différentes des

terrasses glaciolacustres et indiquent que le lac n’était plus sous inluence

glaciaire (terrasses lémaniques).

Dans le document Géopatrimoine des trois Chablais : identification et valorisation des témoins glaciaires (Page 75-83)