# Dynamique et chronologie des glaciers des Alpes occidentales françaises et leur piémont depuis le maximum du dernier cycle glaciaire.

Thibault Roattino

► To cite this version:

Thibault Roattino. Dynamique et chronologie des glaciers des Alpes occidentales françaises et leur piémont depuis le maximum du dernier cycle glaciaire.. Sciences de l'environnement. Université Savoie Mont Blanc, 2023. Français. NNT: . tel-03989870

HAL Id: tel-03989870

https://theses.hal.science/tel-03989870

Submitted on 15 Feb 2023

HAL is a multi-disciplinary open access
archive for the deposit and dissemination of sci-
entific research documents, whether they are pub-
lished or not. The documents may come from
teaching and research institutions in France or
abroad, or from public or private research centers.

L'archive ouverte pluridisciplinaire HAL, est
destinée au dépôt et à la diffusion de documents
scientifiques de niveau recherche, publiés ou non,
émanant des établissements d'enseignement et de
recherche français ou étrangers, des laboratoires
publics ou privés.

<figure><img src="image_1.png" /></figure>
Université Savoie Mont Blanc

ED STEP - Sciences de la Terre de l'Environnement et des Planètes

Laboratoire ISTerre

Thèse présentée pour obtenir le grade universitaire de docteur

Spécialité : Géosciences de l'environnement

Thibault ROATTINO

# Dynamique et chronologie des glaciers des Alpes occidentales françaises et leur piémont depuis le maximum du dernier cycle glaciaire.

Dynamic and chronology of the Western French Alps glaciers and their foreland
since the last glacial cycle maximum.

Soutenue le 20 janvier 2022, devant le jury :

<table><tr><td>Vincent Jomelli</td><td>CEREGE, Aix-en-Provence, France</td><td>Rapporteur</td></tr><tr><td>Olivier Bourgeois</td><td>LPG, Nantes, France</td><td>Rapporteur</td></tr><tr><td>Magali Delmas</td><td>UMR 7198 HNHP, Perpignan, France</td><td>Examinatrice</td></tr><tr><td>Pierre-Henri Blard</td><td>CRPG, Nancy, France</td><td>Examinateur</td></tr><tr><td>Joseph Martinod</td><td>ISTerre, Chambéry, France</td><td>Examinateur</td></tr><tr><td>Christian Crouzet</td><td>ISTerre, Chambéry, France</td><td>Directeur de thèse</td></tr><tr><td>Riccardo Vassallo</td><td>ISTerre, Chambéry, France</td><td>Co-directeur de thèse</td></tr><tr><td>Jean-François Buoncristiani</td><td>UMR CNRS 6282 Biogéosciences</td><td>Co-encadrant de thèse</td></tr></table>
# RÉSUMÉ

Dans les Alpes occidentales françaises, de nombreuses morphologies et dépôts issus d'environnements glaciaires et proglaciaires sont hérités des glaciations du Quaternaire. Depuis plus d'un siècle, deux complexes morainiques ont été reconnus dans la zone de piémont et attribués aux dernières glaciations du Quaternaire. A partir d'analyses géomorphologiques et géologiques sur le piémont et dans les vallées internes, différentes avancées glaciaires ont été identifiées. Ces avancées glaciaires ont été définies par une approche morphostratigraphique, mais le cadre chronologique absolu basé principalement sur des datations ¹⁴C reste très fragmentaire. Ainsi, l'âge absolu du complexe des moraines internes (CMI) se trouvant sur le piémont et mis en place par le lobe glaciaire lyonnais reste encore débattu. De même, la dynamique et la chronologie du retrait glaciaire, depuis le dernier maximum glaciaire jusque dans les vallées alpines restent très parcellaires. Le but de cette thèse est donc de définir un meilleur cadre chronologique du dernier maximum glaciaire et des différents stades de retrait dans les Alpes occidentales françaises.

Ce travail de thèse se focalise sur le piémont des Alpes occidentales françaises et plus précisément sur le CMI et sur les dépôts fluvioglaciaires associés. Ce travail se concentre également sur la dynamique de retrait depuis le piémont jusqu'en amont de la vallée de la Maurienne. Pour la première fois sur ce secteur, les méthodes de datation absolue par radionucléides cosmogéniques ¹⁰Be et par luminescence (OSL) ont été utilisées. Cette étude est basée sur une nouvelle caractérisation géomorphologique et sédimentologique des dépôts glaciaires et proglaciaires, afin de mettre en évidence et de dater les fluctuations (avancées et retraits) des glaciers des Alpes occidentales françaises depuis le front montagneux jusqu'en amont de la vallée de la Maurienne.

Dans le piémont, les analyses géomorphologiques et sédimentologiques des systèmes fluvioglaciaires localisés au front du CMI ont mis en évidence une corrélation topographique entre les terrasses fluvioglaciaires et les différents ensembles de moraines. Ces systèmes fluvioglaciaires ont été ensuite datés par luminescence. Les résultats indiquent une activité fluvioglaciaire à 75-60 ka au cours du MIS 4 à l'origine du dépôt des terrasses corrélées aux moraines du maximum d'extension du lobe lyonnais. Une seconde activité fluvioglaciaire à 30-40 ka au MIS 3 est à l'origine des terrasses fluvioglaciaires corrélées aux moraines laissées par une extension du lobe lyonnais géométriquement proche de celle du MIS 4.

Pour compléter cette chronologie OSL, nous avons réalisé des datations par âges d'exposition ¹⁰Be sur 9 blocs glaciaires localisés sur le complexe morainique et sur 12 blocs erratiques situés sur le reste du piémont. Les résultats montrent un retour du lobe glaciaire sur le piémont au LGM à 24-21 ka. Cette extension LGM est légèrement moins étendue que les extensions du MIS 4 et du MIS 3. En arrière de ces moraines, une réavancée / stabilisation a été mise en évidence à 19 ka. Enfin, les âges d'exposition indiquent que le piémont est déglacé à 16,5 ka.

En amont du piémont, des âges d'exposition ¹⁰Be ont permis de reconstituer la dynamique de déglaciation dans les Alpes occidentales françaises au Tardiglaciaire. Ces âges d'exposition sont issus de datations inédites sur blocs erratiques ainsi que de datations sur blocs erratiques et glaciaires publiées. Ces résultats ont permis de retrouver des positions glaciaires de l'entrée du piémont (Culoz) jusqu'en amont de la Maurienne (Bessans) entre ~16,5 et ~12,5 ka. Entre l'entrée du piémont et la partie aval de la Maurienne (Pas du Roc), des âges d'exposition proches les uns des autres suggèrent un retrait rapide à environ 16,5 ka sur ~120 km, probablement favorisé par un vêlage dans de grands lacs proglaciaires.

En Maurienne, des analyses sédimentologiques de deux affleurements (Verney et Lanslebourg) ont permis de mettre en évidence deux avancées glaciaires n'ayant pas laissé de moraines. La première avancée glaciaire est marquée par des déformations retrouvées dans un dépôt deltaïque au Verney. A
Lanslebourg, des faciès de plus en plus proximaux vers le haut de la succession sédimentaire et des déformations de cônes proglaciaires sous-aquatiques attestent de la seconde avancée glaciaire. Les analyses sédimentologiques, les datations par exposition et les âges par luminescence, permettent de reconstituer six fluctuations du glacier de l'Arc. Trois étapes de retrait glaciaire ont été mises en évidence à 16,7-14,6 ka ; 15,3 et 14,5 ka respectivement. Puis, deux stades de réavancée du glacier de l'Arc mis en évidence par les analyses sédimentologiques dont l'âge est estimé entre 14,5 et 13,6 ka. Enfin le dernier stade est marqué par des moraines frontales issues d'une réavancée à 12,5 ka au Dryas récent.

Pour les six fluctuations glaciaires identifiées en Maurienne, une modélisation géométrique glaciaire a été réalisée et a permis d'estimer les variations de la ligne d'équilibre glaciaire (ELA) entre 16,7 et 12,5 ka. Ces modèles ont également permis de quantifier les variations de volume de glace et le bilan de masse moyen entre 16,7 et 14,5 ka, pendant la période de réchauffement climatique au début du Bølling-Allerød. Les variations de l'altitude de la ELA suggèrent des conditions de plus en plus sèches en Maurienne. Le bilan de masse moyen a été comparé aux bilans de masse des glaciers actuels soumis au réchauffement climatique anthropique. Ces comparaisons montrent que les bilans de masse moyens des glaciers actuels sont 10 à 100 fois supérieurs aux valeurs calculées pour le glacier de l'Arc pendant le Bølling-Allerød.
ABSTRACT

In the western French Alps, morphologies and deposits from glacial and proglacial environments are
inherited from Quaternary glaciations. Geomorphological and geological analyses of these
morphologies and deposits highlighted different glacier advances on the foreland and in the internal
valleys. These glacier advances have been defined using a morphostratigraphic approach, but the
absolute chronological framework represented mainly by ¹⁴C dating is very incomplete. More precisely,
the absolute age of the foreland morainic complex left by the lyonnais glacial lobe, during its extensions
of the last glacial cycle, is not clearly established. Similarly, the ages of the retreat stages upstream of
the foreland in the Alpine valleys are incomplete. The aim of this thesis is therefore to characterize
geomorphologically and sedimentologically glacial and proglacial deposits, and to date them in order to
establish the chronology of glacier fluctuations in the western French Alps. The absolute datings carried
out come from the dating methods by cosmogenic radionuclides and by luminescence (OSL).

This thesis focuses on the foreland of the western French Alps and more specifically on the internal
morainic complex (IMC) resulting from the glaciations of the last glacial cycle and on the associated
fluvioglacial systems. Secondly, this thesis aims to highlight and date the fluctuations (glacier advances
and glacier retreats) of the glaciers of the French Western Alps from the mountain front to the Maurienne
valley. The Maurienne valley where the Arc glacier flowed, is one of the accumulation zones of the
lyonnais lobe.

In the foreland, a geomorphological and sedimentological analysis of the fluvioglacial systems at the
front of the CMI indicate that the fluvioglacial terraces are topographically correlated with different sets
of moraines. These fluvioglacial systems were then dated by luminescence. The results indicate a
fluvioglacial activity at 75-60 ka during MIS 4 at the origin of the deposition of the terraces correlated
to the moraines of the maximum extension of the lyonnais lobe. A second fluvioglacial activity at 30-
40 ka at MIS 3 is at the origin of the fluvioglacial terraces correlated to the moraines left by an extension
of the lyonnais lobe geometrically similar to that of MIS 4.

To complete this OSL chronology, a study on the piedmont aim to date the extensions of the lyonnais
lobe using ¹⁰Be dating on 9 glacial boulders located on the morainic complex and on with 12 erratic
boulders located on the rest of the foreland. The results show a return of the lyonnais lobe on the foreland
at the LGM at 24-21 ka. This LGM extension is similar with the extensions of MIS 4 and MIS 3. Behind
these moraines, a re-advance/stabilization was highlighted at 19 ka. Finally, the exposure ages indicate
that the piedmont is deglaciated at 16.5 ka.

Upstream of the foreland, unpublished ¹⁰Be exposure ages on erratic boulders and published exposure
ages on erratic and glacial boulders located in an area spanning the Chambéry cluse and the Maurienne
valley, allow to reconstruct the deglaciation dynamic in the French Western Alps during the Lateglacial.
These results made it possible to find glacial positions from the entrance of the foreland to the Maurienne
between ~16.5 and ~12.5 ka. Between the foreland and the downstream part of the Maurienne, similar
exposure ages suggest a rapid glacier retreat at around 16.5 ka over ~120 km, probably promoted by
calving in large proglacial lakes. These dates allow to locate glacial positions without identifying
fluctuations.

In Maurienne, sedimentological analyses of two outcrops have revealed two glacier advances that did
not leave moraines. The first glacier advance is suggested in the first outcrop by deformations found in
a deltaic deposit. In the second outcrop, increasingly proximal facies towards the top of the sedimentary
succession and deformations of ice contact delta attest to the second glacier advance. Sedimentological
analyses, dating by exposure and by luminescence, allow to reconstruct 6 fluctuations of the Arc glacier.
Three stages of glacier retreat have been highlighted at 16.7-14.6 ka; 15.3 and 14.5 ka respectively.
Then, the two stages of re-advance of the Arc glacier highlighted by sedimentological analyses were estimated between 14.5 and 13.6 ka. Finally, the last stage is marked by frontal moraines resulting from a re-advance at 12.5 ka during the Younger Dryas.

For the 6 fluctuations identified in the Maurienne, a glacial reconstructions was carried out and made it possible to estimate the variations of the equilibrium line altitude (ELA) between 16.7 and 12.5 ka. These models are also enable to quantify the variations in ice volume and the average mass balance between 16.7 and 14.5 ka, during the period of global warming during the early Bølling-Allerød, in the Lateglacial. Variations in the ELA suggest increasingly dry climatic conditions in the Maurienne. The average mass balance was compared to the mass balances of current glaciers subjected to anthropogenic global warming. These comparisons show that the average mass balances of current glaciers are 10 to 100 times higher than the values calculated for the Arc glacier during the Bølling-Allerød.
In the darkened lands of silt and
sandstone

Amassed in unlighted eroded
boulders

The remains of the brightest
eratic colossus' reign

An allegiance to the cold
ages' millennia of tales

And for uncountable grains of
dust echoing like clock ticks

Unceasingly delving hands and
steaming thoughts

To unravel the wanderings of the
white-and-blue-iced elders

As an encounter with the frost
giants

A literary journey to Jötunheimr

A narrative of inorganic mighty
entities

-Glacial-

Kryel
<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>Dessin à la pierre noire sur papier crème d'après une photo de Jan Erik Waider par Omméthée.</figcaption></figure>
REMERCIEMENTS

Depuis un petit évènement banal rangé dans les souvenirs de mon enfance, la passion de comprendre le monde ne m'a pas quitté et ne me quittera probablement jamais. La science est ainsi naturellement devenue un but et m'a placé sur une route en direction d'une thèse. Conscient que cette route est plutôt un chemin éprouvant et glissant, ma famille était là pour m'encourager.

Mes premières expériences au sein de différents laboratoires de recherche auprès de chercheurs ont été une première prise de conscience de ce qu'est le monde scientifique. Je pense ainsi à **Margot Munoz**, **Gaétan Link**, **Michel Grégoire**, **Didier Béziat**, **Olivier Vanderhaeghe**, **Guillaume Estrade**, **Sophie Grégoire**, **Anne-Sophie Lartigot-Campin**, **Christian Perrenoud**, **Amélie Vialet** et **Thibaud Saos**.
Merci à toutes ces personnes. C'est au cours de cette période que j'ai rencontré mon meilleur ami **Florian**, toujours là pour commencer des discussions que seul le sommeil pouvait clôturer, dans nos petits appartements d'étudiant.

Un jour la thèse est arrivée, c'était un sommet lointain dans la brume, d'où l'on ne perçoit pas toujours l'ampleur de la tâche. Mes encadrants, **Christian Crouzet**, **Riccardo Vassallo** et **Jean-François Buoncristiani** sont devenus mes guides pour cette ascension, merci à eux. Ce projet n'aurait pas été possible sans le **BRGM** et l'université **Savoie Mont Blanc**. Merci à **Pierre Valla**, **Natacha Gribenski**, **Julien Carcaillet**, **Faycal Soufi** et l'**ASTER team** pour m'avoir aidé lors des manipulations et qui ont réalisé les mesures permettant les datations OSL et par radionucléides cosmogéniques.

Merci aux rapporteurs **Vincent Jomelli** et **Olivier Bourgeois** ainsi qu'aux autres membres de mon jury de thèse, **Pierre-Henri Blard**, **Magali Delmas** et **Joseph Martinod** pour le temps consacré à la lecture et à la critique de mon manuscrit et pour leur présence lors de la soutenance.

Merci à **Pierre Valla** et **Magali Delmas**, membres de mon comité de suivi de thèse, pour leurs discussions constructives concernant mes travaux et pour leur aide. Leurs avis extérieurs ont permis de compléter l'analyse de mes données et la discussion scientifique relative à mon sujet de thèse. Merci à **Jean-Louis Mugnier** pour ces conseils concernant les modélisations glaciaires et l'interprétation des âges d'exposition dans un contexte de glacier de vallée. Merci à **Frédéric Lacquement** pour ses conseils très pertinents à propos de la réalisation de mon diaporama de soutenance.

Merci à **Julien Carcaillet**, **Pierre Valla**, **Matthias Bernet**, **Riccardo Vassallo**, **François Jouanne** et **Fabien Massot** qui étaient présents lors des moments de doute, parfois très prononcés et qui prenaient des nouvelles régulièrement.

Je tiens également à remercier tout mes **collègues doctorants** que j'ai parfois délaissé pour me consacrer à mon travail. Merci pour leur investissement dans la vie sociale du laboratoire. Je souhaite vous faire part de tous mes vœux de réussite dans le cadre de vos thèses et de vos futures carrières. Merci plus largement aux membres du laboratoire **ISTerre** pour nos échanges.

Au fur et à mesure du temps, j'ai compris que la science était un exercice de maintien de l'esprit critique et de l'humilité. Le monde de la recherche nous met face à notre incontournable imperfection. Cette expérience de trois ans a été l'occasion de me remettre en question.

La dernière année a été la plus éprouvante, mais paradoxalement la plus riche et la plus belle grâce à l'arrivée dans ma vie de **Laureen**. Merci de m'avoir donné l'énergie de terminer ce projet grâce à ton soutien de tous les instants. Merci à elle et à **Lucas** pour leurs relectures de mon manuscrit, à la chasse aux fautes d'orthographes !

Merci à **Maman** et à ma famille de cœur, **Martine**, **Jasmine** et **François** pour leur amour.
# TABLE DES MATIÈRES

1 INTRODUCTION GÉNÉRALE.................................................................................................................. 10

2 ÉTAT DE L'ART.................................................................................................................................................. 15

2.1 LES GLACIERS ........................................................................................................................................ 15

2.1.1 Bilan de masse........................................................................................................................................ 16

2.1.2 La ligne d'équilibre ........................................................................................................................................ 16

2.1.3 Interactions avec le climat........................................................................................................................................ 16

2.2 LES GLACIATIONS DU PLÉISTOCÈNE......................................................................................... 17

2.2.1 Le dernier cycle glaciaire ........................................................................................................................................ 17

2.2.2 Le dernier maximum glaciaire (LGM)........................................................................................................ 18

2.2.3 Les variations climatiques millénaires enregistrées dans l'hémisphère nord.................. 19

2.3 LES ALPES AU PLÉISTOCÈNE.................................................................................................................. 19

2.3.1 Contexte géographique........................................................................................................................................ 19

2.3.2 État des lieux de la chronologie du dernier cycle glaciaire dans les Alpes.................. 20

2.4 CADRE GÉOGRAPHIQUE DE LA ZONE D'ÉTUDE........................................................................ 29

2.4.1 Définition de la zone d'étude ........................................................................................................................................ 29

2.4.2 Cadre géographique........................................................................................................................................ 30

2.5 GÉOLOGIE DU QUATÈRNAIRE DE LA ZONE D'ÉTUDE ................................................................. 31

2.5.1 Piémont................................................................................................................................................................................ 31

2.5.2 État des connaissances sur la chronologie absolue dans le piémont ........................................ 36

2.5.3 Les zones de transition ........................................................................................................................................ 37

2.5.4 Les vallées des Alpes internes................................................................................................................ 38

3 MÉTHODE ................................................................................................................................................................................ 40

3.1 NUCLÉIDES COSMOGÉNIQUES................................................................................................................ 40

3.1.1 Production des nucléides cosmogéniques *in situ*........................................................................ 40

3.1.2 Datation des objets glaciaires par âges d'exposition $^{10}$Be........................................................................ 42

3.1.3 Principe de la datation des blocs erratiques et glaciaires.................................................... 42

3.1.4 Principe de la datation des polis glaciaires.................................................................................... 44

3.1.5 Utilisation du $^{10}$Be................................................................................................................................................ 45

3.1.6 Procédure analytique ........................................................................................................................................ 45

3.1.7 Choix des âges d'exposition sur blocs erratiques et glaciaires.................................................... 50

3.1.8 Précautions et stratégies lors de l'échantillonnage........................................................................ 50

3.1.9 Calcul des âges................................................................................................................................................ 50

3.2 DATATION PAR LUMINESCENCE OPTIQUEMENT STIMULÉE (OSL)................................. 51
<table><tr><td>3.2.1</td><td>Principe de la méthode</td><td>51</td></tr><tr><td>3.2.2</td><td>Différences entre quartz et feldspath</td><td>53</td></tr><tr><td>3.2.3</td><td>Méthode d'échantillonnage</td><td>53</td></tr><tr><td>3.2.4</td><td>Détermination de la dose environnementale</td><td>53</td></tr><tr><td>3.2.5</td><td>Procédure analytique réalisée</td><td>57</td></tr><tr><td>3.3</td><td>DONNÉES UTILISÉES : MODÈLES NUMÉRIQUE DE TERRAIN (MNT)</td><td>58</td></tr><tr><td>3.4</td><td>RECONSTITUTIONS DU GLACIER DE L'ARC</td><td>59</td></tr><tr><td>3.4.1</td><td>Krigeage</td><td>60</td></tr><tr><td>3.4.2</td><td>Modélisation des paléoglaciers</td><td>63</td></tr></table>

# 4 RÉSULTATS : CHRONOLOGIE ABSOLUE DES FLUCTUATIONS DU LOBE LYONNAIS65

<table><tr><td>4.1</td><td>Geometry of glaciofluviatile deposits and dynamics of the Lyonnais lobe ice front during the last glacial period (France, Northern Alps).</td><td>66</td></tr><tr><td>4.1.1</td><td>Abstract</td><td>67</td></tr><tr><td>4.1.2</td><td>Introduction</td><td>68</td></tr><tr><td>4.1.3</td><td>Geological setting</td><td>69</td></tr><tr><td>4.1.4</td><td>Methods</td><td>70</td></tr><tr><td>4.1.5</td><td>Results</td><td>73</td></tr><tr><td>4.1.6</td><td>Interpretation and discussion</td><td>79</td></tr><tr><td>4.1.7</td><td>Conclusion</td><td>82</td></tr><tr><td>4.1.8</td><td>Acknowledgements</td><td>82</td></tr></table>

<table><tr><td>4.2</td><td>Out-of-phase Late Pleistocene glacial maxima in the Western Alps reflect past changes in North Atlantic atmospheric circulation.</td><td>83</td></tr><tr><td>4.2.1</td><td>Abstract</td><td>84</td></tr><tr><td>4.2.2</td><td>Introduction</td><td>85</td></tr><tr><td>4.2.3</td><td>Setting and methods</td><td>85</td></tr><tr><td>4.2.4</td><td>Results</td><td>88</td></tr><tr><td>4.2.5</td><td>Discussion</td><td>89</td></tr><tr><td>4.2.6</td><td>Conclusion</td><td>92</td></tr><tr><td>4.2.7</td><td>Acknowledgments</td><td>92</td></tr></table>

<table><tr><td>4.3</td><td>Palaeogeographical reconstruction of the western French Alps foreland during the LGM using cosmogenic exposure dating.</td><td>93</td></tr><tr><td>4.3.1</td><td>Abstract</td><td>22</td></tr><tr><td>4.3.2</td><td>Introduction</td><td>23</td></tr><tr><td>4.3.3</td><td>Geological setting</td><td>24</td></tr><tr><td>4.3.4</td><td>Materials and methods</td><td>27</td></tr></table>
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>4.3.5</td>
      <td>Results</td>
      <td>30</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.3.6</td>
      <td>Discussion</td>
      <td>35</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.3.7</td>
      <td>Conclusion</td>
      <td>39</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.4</td>
      <td>Synthèse</td>
      <td>40</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5</td>
      <td>RÉSULTATS : DYNAMIQUE DE LA DÉGLACIATION TARDIGLACIAIRE DES GLACIERS SAVOISIENS</td>
      <td>41</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.1</td>
      <td>INTRODUCTION</td>
      <td>42</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.1.1</td>
      <td>Contexte géographique</td>
      <td>43</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.1.2</td>
      <td>Géologie du Quaternaire</td>
      <td>44</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.2</td>
      <td>DATATION <sup>10</sup>Be DE LA DÉGLACIATION POST-LGM ENTRE CHAMBÉRY ET LA VALLÉE DE LA MAURIENNE</td>
      <td>49</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.2.1</td>
      <td>Échantillonnage et calcul des âges d'exposition</td>
      <td>49</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.2.2</td>
      <td>Résultats</td>
      <td>49</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.2.3</td>
      <td>Interprétation et discussion</td>
      <td>54</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.2.4</td>
      <td>Conclusion</td>
      <td>55</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.3</td>
      <td>SÉDIMENTOLOGIE ET DATATIONS PAR LUMINESCENCE</td>
      <td>59</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.3.1</td>
      <td>Matériels et méthodes</td>
      <td>59</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.3.2</td>
      <td>Résultats</td>
      <td>63</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.3.3</td>
      <td>Interprétation et discussion</td>
      <td>90</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.3.4</td>
      <td>Conclusion</td>
      <td>92</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.4</td>
      <td>RECONSTITUTIONS GLACIAIRES</td>
      <td>93</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.4.1</td>
      <td>Application du modèle</td>
      <td>93</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.4.2</td>
      <td>Résultats</td>
      <td>94</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.4.3</td>
      <td>Interprétation et discussion</td>
      <td>102</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.4.4</td>
      <td>Conclusion</td>
      <td>107</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.5</td>
      <td>SYNTHÈSE</td>
      <td>107</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>6</td>
      <td>CONCLUSION GÉNÉRALE ET PERSPECTIVES</td>
      <td>109</td>
    </tr>
    <tr>
      <td></td>
      <td>BIBLIOGRAPHIE</td>
      <td>112</td>
    </tr>
    <tr>
      <td></td>
      <td>ANNEXES</td>
      <td>149</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
Figure 3.10: Carte de la zone d'étude montrant les sources des données utilisées pour la création du RGE ALTI® 59

Figure 3.11: Schéma récapitulant les différentes étapes de reconstitution de la topographie sous-glaciaire à partir de l'extrapolation des versants, de l'analyse de forages et de données issues de méthodes géophysiques. 63

Figure 4.1: Map of the extension of the Alpine glaciers during the Last Glacial Maximum (Ehlers et al., 2011) showing the ice lobes on the main piedmonts. 68

Figure 4.2: Map of the external (Riss) and internal (Würm) moraine complexes of the Lyonnais ice lobe including the three studied corridors: the Moidieux, Septeme and Heyrieux corridors. 70

Figure 4.3: Variables A and H of the Langbein concavity index represented on a schematic river profile. 71

Figure 4.4: Summary log representative of the Würmian terraces showing the three sedimentological faciès (F1, F2 and F3) found in four gravel pits. 73

Figure 4.5: Geomorphological map showing the fluviatile terraces and erosional channels of the Moidieu, Septeme and Heyrieux corridors at the front of the internal moraine complex of the Lyonnais ice lobe and the main post-glacial fluviatile and colluvium deposits found in the study area. 75

Figure 4.6: Dimensionless curves of the longitudinal profiles of the terraces and the CI values for the FgW1 and FgW2 terraces for the three studied glaciofluviatile corridors. 76

Figure 4.7: Isopach maps of the Moidieu and Heyrieux corridors. 77

Figure 4.8: Location of the geological cross-sections (black lines) and position of the Palaeozoic and Miocene boundary (red dashed line). 78

Figure 4.9: Orthogonal schematic section of one studied corridor summarising the chronological relation between the Miocene basement, the Russian glacier erosion surface, the Russian terraces and the Würmian proglacial deposits. 81

Figure 4.10: (a) Glacial geomorphology of the study area (Mandier, 1988; Roattino et al., 2021). 87

Figure 4.11: Quartz normal-like and feldspar (no fading correction) complex single-grain burial age distributions for a representative sample (SPC5). 88

Figure 4.12: (a) Late Pleistocene Northern Alpine speleothems δ18O (purple; Moseley et al., 2020) and global marine sediments δ18O (grey curve with MIS in shaded bars; Lisiecki and Raymo, 2005) records, with modelled Alpine ice volume (blue, GRIP paleoclimate forcing; Seguinot et al., 2018). 91

Figure 4.13: Topographic map showing the main reliefs, the rivers and geomorphological sectors of the study area. 26

Figure 4.14: Examples of sampled boulders on the southern Jura: INN 18-04 (A), Rhône Valley: CUL 20-01 (B) and CRV 20-01 (C), Crémieu plateau: TRE 18-01 (D), Southwestern foreland: ART 18-01 (E) and Terres Froides: MIR 20-02 (F). 30

Figure 4.15: Simplified geological map with Quaternary units from the French geological survey (BRGM) (Gigout et al., 1976; David et al., 1978; Elmi et al., 1986; Kerrien & Monjuvent, 1990; Monjuvent et al., 1980). 33

Figure 4.16: Extract from the DEM showing morainic landforms (black arrows) of ORD (A) and INN (B) boulders sites in southern Jura, of MIR 20-02 (C) in Terres froides, of ART 18-01 (D) in southwestern foreland and of TRB 18-01, TRE 18-01, HIL 20-01 in Crémieu plateau. Location of each extract is given on the Figure 4.15. 34

Figure 4.17: Time-relative distance diagram for the last glacial cycle glacier advances and retreat of the Lyonnais ice lobe according to OSL, ¹⁴C and our exposure ages. 37

Figure 4.18: Reconstructed palaeogeography of the Lyonnais ice lobe during the LGM. 39

Figure 5.1: Carte topographique montrant les principaux reliefs, rivières et lacs de la zone d'étude. 43

Figure 5.2: Carte des morphologies et dépôts quaternaires de la partie aval du bassin versant de l'Arc (BRGM, 2005). 46

Figure 5.3: Carte des morphologies et dépôts quaternaires de la partie amont du bassin versant de l'Arc (BRGM, 2005). 47
Figure 5.4: Coupe A d'après Marnezy 1999 représentant les relations entre des dépôts de cônes alluviaux, lacustres et fluviatiles dans le bassin versant de l'Arc. 47

Figure 5.5: Coupe B d'après Crouzet et al (1999) représentant les relations entre des dépôts de coulées de débris, d'écroulements, issus de cônes alluviaux et fluviatiles dans le bassin versant de l'Arc. 48

Figure 5.6: Photographies des blocs erratiques échantillonnés A : A Challes les eaux (CHA 20-01), B : A La Croix-de-la-Rochette (LCR-1), C : Au Pas du Roc (ROC 20-02) et D : A Bessans (Bessans 05-01). 52

Figure 5.7: Carte de la zone d'étude du chapitre 5, montrant les âges d'exposition ¹⁰Be des blocs erratiques et glaciaires échantillonnés, ainsi que les âges d'exposition ¹⁰Be recalculés à partir de données sur blocs erratiques, glaciaires et polis glaciaires déjà publiés (Nicoud, et al., 2009; Prud'homme, et al., 2020, Couette et Ghienne, in prep.). 53

Figure 5.8: Distributions de probabilités des âges d'exposition et de leur incertitude externe associée en gris et distributions de probabilités sommées en noir des sites du Pas du Roc (A), d'Aussois (B) et de Bessans (C). 55

Figure 5.9: Classification des âges d'exposition du piémont des Alpes occidentales françaises jusqu'en Maurienne. 57

Figure 5.10: Coupe passant par le piémont des Alpes occidentales françaises jusqu'à la source de l'Arc, montrant la position des fronts glaciaires datés par des publications précédentes (Nicoud, et al., 2009; Prud'homme, et al., 2020; Roattino, et al., 2022) et par les âges d'exposition présentés dans cette étude. 58

Figure 5.11: Carte de localisation des affleurements du Verney, de Lanslebourg et de Bessans, des principaux verrous rocheux, de l'écroulement de la Madeleine et des moraines frontales de Bessans. 59

Figure 5.12: Coupe schématique résumant la géologie des bassins du Verney, de Lanslebourg et de Bessans (Letourneur, et al., 1983; Hugonin, 1988; Debelmas, 1989; Fudral, et al., 1994). 60

Figure 5.13: Carte présentant le contexte géologique et géomorphologique (Hugonin, 1988; Debelmas, 1989) de l'affleurement du Verney, redessiné avec le RGE Alti 1m de l'IGN à partir de la carte géologique de la France harmonisée (BRGM, 2005). 61

Figure 5.14: Carte présentant le contexte géomorphologique et géologique (Fudral, et al., 1994; Hugonin, 1988) de l'affleurement de Lanslebourg, redessiné avec le RGE Alti 1m de l'IGN à partir de la carte géologique de la France harmonisée (BRGM, 2005). 62

Figure 5.15: Carte présentant le contexte géomorphologique et géologique (Letourneur, et al., 1983; Fudral, et al., 1994; Hugonin, 1988) de l'affleurement de Bessans, redessiné avec le RGE Alti 1m de l'IGN à partir de la carte géologique de la France harmonisée (BRGM, 2005). 63

Figure 5.16: A : Photographie panorama et B : Photographie habillée montrant le substratum et les faciès Sb, Gm, St, Gp et Gl du Verney. 64

Figure 5.17: A : Photographie et B : Photographie habillée montrant le substratum et les faciès Sb, Gm, St et Gp du Verney. 66

Figure 5.18: A : Photographie panorama et B : Photographie habillée montrant les faciès Gp et Gl du Verney. 68

Figure 5.19: Photographies des faciès retrouvés à l'affleurement du Verney. 70

Figure 5.20: Photographies montrant les principales déformations affectant les faciès de l'affleurement du Verney. 72

Figure 5.21: Log stratigraphique 1 (localisation en figure 5.16) montrant le substratum et les faciès Sb, Gm, St, Gp et Gl et log stratigraphique 2 (localisation en figure 5.18) montrant les faciès Gp et Gl. Les échantillons OSL prélevés sont indiqués par la flèche rouge. 74

Figure 5.22: Panorama n°1 de l'affleurement principal de Lanslebourg. A : Photographie du panorama n°1 et B : Photographie habillée montrant les faciès Gc, Gm, Gp, Gp, Ss, Sd et Sc et les localisations des coupes 1 et 2. 75

Figure 5.23: A : Photographie et B : Photographie habillée de la coupe 1 de Lanslebourg montrant les faciès Gc, Gm, Gp, Gp, Ss, Sd et Sc et l'emplacement des zooms 1, 2 et 3 ainsi que du log représenté en figure 5.36. 76
Figure 5.24: A : Photographie du faciès Gc de Lanslebourg montrant notamment les alternances de lits avec matrice et sans matrice. 77

Figure 5.25: A : Photographie et B : Photographie habillée du zoom n°1 montrant les structures sédimentaires du faciès Gc de Lanslebourg. Les lentilles sableuses (1) sont indiquées par des flèches. La localisation de ce zoom est donnée par la figure 5.21. 77

Figure 5.26:A : Photographie du faciès Gm à Lanslebourg montrant une base riche en blocs, puis passant à des galets et graviers. 78

Figure 5.27: A : Photographie et B : Photographie habillée de la coupe 2 montrant le faciès Gm déformé et chevauché par le faciès F à Lanslebourg, ces deux faciès sont ici en contact érosif avec le faciès Gc. 79

Figure 5.28 : Photographie du faciès Gp de Lanslebourg, montrant une stratification oblique plane parallèle soulignée par des alternances de séquences granodécroissantes. 80

Figure 5.29: A : Photographie et B : Photographie habillée du zoom n°2 montrant les structures sédimentaires et l'interstratification des faciès Sd et Gp à Lanslebourg. 80

Figure 5.30: Photographie montrant les structures sédimentaires du faciès Gt de Lanslebourg. 81

Figure 5.31:A : Photographie du faciès Sd montrant les alternances de niveaux sableux plus ou moins grossier constituant le sable à tri diffus de Lanslebourg. 81

Figure 5.32: Photographie du sable bien trié du faciès Ss de Lanslebourg. 82

Figure 5.33 : A : Photographie et B : Photographie habillée du zoom n°3 montrant les structures sédimentaires du faciès Ss à Lanslebourg. 83

Figure 5.34: A : Photographie des rides de courants sableuses de type A et sableuses à silteuses de type B du faciès Sc de Lanslebourg. 84

Figure 5.35: Rides de courant sablo-silteuses de type B et lamines silteuses rencontrées dans le faciès F à Lanslebourg. 84

Figure 5.36: Log stratigraphique (localisation en figure 5.23) montrant les faciès Sd, Sc, Ss, Gp et Gm de Lanslebourg. 86

Figure 5.37: Modèle de faciès, morphologies et processus identifiés dans un environnement de dépôt d'un cône proglaciaire sous aquatique d'après l'analyse sédimentologique des affleurements de Lanslebourg. 87

Figure 5.38: Schéma des différentes associations de faciès AF1 et AF2 retrouvées à Lanslebourg. 89

Figure 5.39:Distributions de probabilité des datations par luminescence des échantillons du Verney (BRA-01 et BRA-02), de Lanslebourg (LSB-01) et du delta du Ribon (BES-01). 90

Figure 5.40 : Graphique montrant les âges (barres horizontales et points bleus) et les fluctuations (courbe bleue) du glacier de l'Arc entre 16,7 et 12,5 ka. 92

Figure 5.41: Reconstitution du glacier de l'Arc au niveau de Montsapey et ELA calculées par la méthode AAR en vert et AABR en rouge. 96

Figure 5.42: Reconstitution du glacier de l'Arc au niveau du Pas du Roc et ELA calculées par la méthode AAR en vert et AABR en rouge. 97

Figure 5.43: Reconstitution du glacier de l'Arc au niveau d'Aussois et ELA calculées par la méthode AAR en vert et AABR en rouge. 98

Figure 5.44: Reconstitution du glacier de l'Arc au niveau du Verney et ELA calculées par la méthode AAR en vert et AABR en rouge. 99

Figure 5.45: Reconstitution du glacier de l'Arc et du Doron au niveau de Lanslebourg et ELA calculées par la méthode AAR en vert et AABR en rouge. 100

Figure 5.46: Reconstitution du glacier de l'Arc au niveau de Bessans et ELA calculées par la méthode AAR en vert et AABR en rouge. 101
Figure 5.47: Profils longitudinaux des 6 reconstitutions du glacier de l'Arc au Tardiglaciaire et positions des ELA calculées avec les méthodes AABR en rouge et AAR en vert. .................................................................................. 102

Figure 5.48: ELA des fluctuations du glacier de l'Arc au Tardiglaciaire en comparaison avec les enregistrements paléoclimatiques issus du δ¹⁸O des spéléothèmes alpins. .................................................................................. 103

Figure 5.49: Carte des Alpes synthétisant toutes les ELA des glaciers du Dryas récent complétée d'après la synthèse de Baroni et al. (2021) avec les ELA du stade de Bessans. .................................................................................. 105

Figure 5.50: Volumes en équivalent eau du glacier de l'Arc au Tardiglaciaire en comparaison avec les enregistrements paléoclimatiques issus du δ¹⁸O des spéléothèmes alpins. .................................................................................. 106

Figure 5.51: Histogramme comparatif des bilans de masse des glaciers alpins entre la fin du 19ème et le début du 21ème siècle lié au réchauffement climatique actuel (Annexe 7-5), avec la variation du bilan de masse du glacier de l'Arc entre 16,7 et 14,5 ka, au cours du réchauffement du Bølling-Allerød. .................................................................................. 107

Figure 6.1: Diagramme position du front-temps résumant les fluctuations des glaciers des Alpes occidentales françaises du Pré-LGM au Dryas récent. .................................................................................................................. 110
TABLE DES TABLEAUX

Tableau 5.1: Coordonnées et informations sur les blocs erratiques échantillonnés sur les sites de Cruet, de la Croix-de-la-Rochette, de Challes les eaux et du pas du Roc.................................................................................... 49

Tableau 5.2: Données sur les âges d'exposition entre le piémont des Alpes occidentales françaises et la Maurienne.................................................................................................................................................... 51

Tableau 5.3 : Classification des faciès sédimentaires et associations de faciès (AF) du Verney ................................. 69

Tableau 5.4 : Classification des faciès sédimentaires et associations de faciès (AF) de Lanslebourg.................... 85

Tableau 5.5: Détails des datations par luminescence sur mono-grain (pour l'échantillon BRA-02) et sur aliquotes (pour les échantillons BRA-01, BES-02 et LSB-01) utilisant le signal IR50 sur feldspath................................................ 89

Tableau 5.6 : Récapitulatif des âges des étapes de retrait et des stades d'avancée du glacier de l'Arc mis en évidence par les analyses sédimentologiques et datées par âges d'exposition et par OSL. La colonne de droite indique la distance des sites datés par rapport à la source de l'Arc................................................................................................................ 91

Tableau 5.7 : Tableau récapitulatif des volumes en km³ et en équivalent eau, des surfaces en km², des épaisseurs moyennes en mètre équivalent eau (m.eq.e) et des ELA calculées avec les méthodes AAR et AABR des différentes reconstitutions du glacier de l'Arc................................................................................................................................................ 95

Tableau 5.8: Liste des ELA disponibles dans les Alpes entre 17 et 13 ka................................................................ 104

Annexe 0.1: Détails des informations relatives aux datations des glaciers LGM alpins, ainsi que l'abaissement de la surface glaciaire. .................................................................................................................................................... 149

Annexe 0.2: Table récapitulative des âges utilisés pour la datation absolue des stades glaciaires des glaciers des Alpes occidentales françaises au cours du Pléistocène supérieur. .................................................................................... 150

Annexe 0.3: Localisation des données de forages et issues de méthodes géophysiques utilisées pour la reconstitution de la topographie sous-glaciaire................................................................................................................................................ 151

Annexe 0.4: Synthèse des ELA Dryas récent des glaciers Alpins d'après la synthèse de Baroni et al. (2021) complétée avec les données du stade de Bessans. ................................................................................................................................................ 153

Annexe 0.5: Synthèse des bilans de masse de glacier alpins actuels entre la fin du 19ème et le 21ème siècle......... 155
# 1 INTRODUCTION GÉNÉRALE

Le bilan de masse des glaciers est très sensible aux variations de température et de précipitation qui contrôlent l'accumulation de glace et l'ablation (Oerlemans, 2005; Mackintosh, et al., 2017). En réponse à ces variations climatiques, les glaciers vont soit avancer soit reculer. Ces fluctuations glaciaires créent des paysages constitués de différentes morphologies et sédiments issus d'environnements glaciaires, fluvioglaciaires et glaciolacustres. L'analyse de ces morphologies et de ces dépôts, couplée à des datations absolues, permet de reconstituer ces fluctuations glaciaires passées. L'étude des fluctuations glaciaires (avancées et retraits) constitue donc un proxy permettant d'étudier le climat du passé (Davis, et al., 2009) et de le mettre en perspective avec l'évolution actuelle du climat.

A l'échelle de l'Europe, le massif des Alpes forme une barrière topographique influençant la circulation atmosphérique et les glaciations du Quaternaire. Au cours du dernier cycle glaciaire entre 116 et 11,7 ka, des analyses de sédiments océaniques et de carottes de glace ont mis en évidence deux avancées glaciaires. La plus ancienne au MIS 4 (Marine Isotopic Stage) à environ 60 ka et la plus récente entre 26,5 et 19 ka au MIS 2 (LGM pour Last Glacial Maximum) (Lisiecki & Raymo, 2005; Clark, et al., 2009; Hughes, et al., 2013; Lambeck, et al., 2014).

Depuis les travaux pionniers de Penck et Brünckner (1909), les analyses géomorphologiques sur le piémont des Alpes européennes ont permis de mettre en évidence de grands complexes morainiques attribués aux avancées glaciaires du Quaternaire, principalement au cours du dernier cycle glaciaire (Mandier, 1984; van Husen, 2000; Schlüchter, 2004; Monegato, et al., 2007; Monegato, et al., 2017; Preusser, et al., 2011; Ivy-Ochs, 2015; Gianotti, et al., 2015; Ivy-Ochs, et al., 2018). En effet, les conditions climatiques froides et humides des périodes glaciaires ont été propices à un fort taux d'accumulation de glace dans les zones les plus élevées des Alpes. Ces conditions climatiques ont permis aux glaciers de s'étendre depuis leurs zones d'accumulation jusque sur les piémonts nord, sud et ouest du massif, en passant par les principales vallées alpines. N'étant plus contraint topographiquement une fois les zones de piémont atteintes, la glace s'étalait librement, formant de grands lobes glaciaires de piémont. De tels glaciers de piémont existent encore aux hautes latitudes comme au Groenland (Figure 1.1Figure 1.1: Exemple d'un lobe glaciaire de piémont actuel (Glacier Elephant foot se jetant dans le lac Romer, au nord du Groenland). Cryospheric Sciences.). En amont, des complexes morainiques de piémont, des dépôts et morphologies issues d'avancées et de retraits glaciaires sont le témoignage d'une dynamique des glaciers de vallée (Figure 1.2) postérieur à leur dernier maximum d'extension (Ivy-Ochs, 2015).
<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>Figure 1.1: Exemple d'un lobe glaciaire de piémont actuel (Glacier Elephant foot se jetant dans le lac Romer, au nord du Groenland). Cryospheric Sciences.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>Figure 1.2: Exemple d'un glacier de vallée actuel (Glacier d'Aletsch, Suisse). glaciers-climat.com.</figcaption></figure>

Les fluctuations des glaciers alpins ont initialement été analysées à travers des approches morphostratigraphiques et ont été intégrées dans un cadre chronologique relatif. Dans les années 1990, le développement de méthodes de datation par radionucléides cosmogéniques et par luminescence optiquement stimulée, ont permis d'établir un cadre chronologique absolu des fluctuations glaciaires dans les Alpes. En effet, l'application de ces méthodes de datation a permis d'obtenir l'âge absolu de l'abandon des morphologies glaciaires grâce aux âges d'exposition et du dépôt de faciès proglaciaires et paraglaciaires avec les âges par luminescence. Il a ainsi été prouvé que les glaciers alpins ont avancé plusieurs fois au cours du dernier cycle glaciaire avant le LGM (Preusser, et al., 2011; Gianotti, et al., 2015; Graf, et al., 2015; Ivy-Ochs, et al., 2018; Bièvre & Crouzet, 2021). Les moraines les mieux préservées des complexes morainiques de piémont alpin sont le fruit de l'extension glaciaire LGM, mis en évidence sur le versant sud (Monegato, et al., 2007; Bavec & Verbic, 2011; Ravazzi, et al., 2012a; Gianotti, et al., 2015; Federici, et al.,
2016; Monegato, et al., 2017; Ivy-Ochs, et al., 2018; Braakhekke, et al., 2020; Kamleitner, et al., 2022) et sur le versant nord (Preusser, et al., 2007; Reuther, et al., 2011; Starnberger, et al., 2011; Graf, et al., 2015; Gaar & Preusser, 2019).

Dans les principales vallées alpines, d'autres fluctuations glaciaires ont été mises en évidence, notamment six stades d'avancée glaciaire (Maisch, 1981; Ivy-Ochs, et al., 2009). Ces stades ont été datés au Tardiglaciaire entre 19 et 11,7 ka, en Italie (Ivy-Ochs, et al., 2008; Ivy-Ochs, et al., 2009; Federici, et al., 2008; Federici, et al., 2017; Baroni, et al., 2014; Baroni, et al., 2017; Reitner, et al., 2016; Spagnolo & Ribolini, 2019), en Autriche (Kerschner, 1980; Ivy-Ochs, et al., 2006; Ivy-Ochs, et al., 2009; Moran, et al., 2016), en Suisse (Ivy-Ochs, et al., 2009; Boxleitner, et al., 2019a) et en France (Darnault, et al., 2011; Cossart, et al., 2012; Chenet, et al., 2016).

Parmi les lobes glaciaires du piémont alpin, le lobe lyonnais est un glacier localisé dans les Alpes de l'ouest, en France, à l'est de la ville de Lyon. La zone d'étude de ce projet de thèse correspond au bassin versant du lobe lyonnais (Figure 1.3). Ce bassin versant a été défini à partir de la reconstitution des zones d'accumulation et des flux de glace alimentant le lobe lyonnais (Coutterand, 2010). En effet, dans la zone d'étude et son piémont, la chronologie relative des fluctuations glaciaires est très bien connue, mais leur chronologie absolue est encore mal contrainte et justifie une étude approfondie :

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Figure 1.3: Localisation de la zone d'étude en rouge parmi les Alpes européennes. L'extension maximum du dernier cycle glaciaire des glaciers alpins est indiquée en bleu (Ehlers & Gibbard, 2004).</figcaption></figure>

En effet, la géologie du Quaternaire sur le piémont des Alpes occidentales françaises a largement été étudiée à partir d'analyses basées sur des approches de morphostratigraphie. Les analyses de ces morphologies et dépôts ont abouti à des modèles paléogéographiques incluant de nombreux stades d'avancée glaciaire du lobe lyonnais (Mandier, 1984; Monjuvent & Nicoud, 1988; Kerrien & Monjuvent, 1990). De la même
manière, l'étude de dépôts et morphologies du Quaternaires dans les vallées des Alpes occidentales françaises, a mis en évidence plusieurs fluctuations glaciaires au Tardiglaciaire (Wetter, 1987; Dorthe-Monachon, 1986; Hugonin, 1988; Coutterand & Nicoud, 2005). Ces fluctuations sont issues de glaciers remplissant les vallées au Tardiglaciaire après la disparition du lobe lyonnais.

Cependant, la mise en place du cadre chronologique des stades glaciaires des Alpes occidentales françaises s'est heurtée à plusieurs problèmes. Le premier est évidemment un nombre restreint de datations absolues. Ces données de chronologie absolue sont principalement issues de la méthode par ¹⁴C dont l'application aux environnements glaciaires est limitée par la rareté du matériel à dater. Le second problème concerne la définition même des stades glaciaires basée sur des analyses morphostratigraphiques de morphologies glaciaires et fluvioglaciaires. Or, la corrélation de moraines ou de terrasses fluvioglaciaires même proche, est à utiliser avec prudence du fait de la grande complexité des environnements glaciaires (Flint, 1957; Eyles, et al., 1984). Ainsi, la chronologie absolue des fluctuations glaciaires identifiées dans la zone d'étude est issue de corrélations morphostratigraphiques entre des morphologies fluviatiles ou fluvioglaciaires datées par ¹⁴C et des moraines attribuées aux différents stades (Mandier, et al., 2003). Ces corrélations ont été utilisées en majorité sur la zone de piémont, où les systèmes fluvioglaciaires et fluviaux sont très développés. Le manque d'âges absolus a tenté d'être dépassé de plusieurs manières. Premièrement en corrélant les stades définis pour le lobe lyonnais aux différents événements climatiques du dernier cycle glaciaire enregistrés par les isotopes de l'oxygène des forages de glace du Groenland (Mandier, et al., 2003). Deuxièmement, en corrélant les stades glaciaires tardiglaciaires alpins aux stades identifiés dans les Alpes occidentales françaises (Hugonin, 1988; Coutterand & Nicoud, 2005). Cette dernière démarche fait ainsi l'hypothèse d'une dynamique Tardiglaciaire homogène entre la zone d'étude et le site de comparaison.

Malgré ces différentes approches, la chronologie absolue du lobe lyonnais n'est pas clairement établie. En effet, un maximum d'extension daté à environ 60 ka a été proposé (Mandier, et al., 2003). A partir d'une synthèse des âges disponibles et de corrélations avec les données des forages de glaces du Groenland, deux hypothèses supplémentaires ont été proposées afin de contraindre l'âge de l'extension maximum du lobe lyonnais. La première suggère une extension maximum à 27 ka et la seconde à 22 ka (Schoeneich, 1998). En outre de ces résultats contradictoires, les moraines associées à l'extension LGM ont été identifiées en position très interne, à l'entrée du piémont (Mandier, et al., 2003). Cette position très interne est très singulière par rapport aux extensions LGM des autres glaciers alpins beaucoup plus étendues sur le piémont. L'âge du maximum d'extension du lobe lyonnais n'est donc pas clairement défini et amène la première problématique de ce sujet de thèse :

**Problématique 1 : Quelle est la chronologie absolue des fluctuations du lobe lyonnais ?**

De même que sur le piémont, les datations absolues des vallées des Alpes occidentales françaises ne permettent pas d'établir un cadre chronologique des fluctuations glaciaires au Tardiglaciaire. Ceci constitue la seconde problématique de ce sujet de thèse :

**Problématique 2 : Quelle est la dynamique de la déglaciation du lobe lyonnais et de son bassin versant ?**

Afin de répondre à ces questions, nous limiterons le cadre temporel de ce projet au pléistocène supérieur et nous réaliserons une analyse couplant géomorphologie, sédimentologie et géochronologie. Le chapitre 4 est destiné à reconstituer la chronologie absolue des fluctuations du lobe lyonnais afin de répondre à la question n°1. Plus précisément, une analyse géomorphologique et sédimentologique des dépôts fluvioglaciaires proglaciaires et des différents ensembles morainiques auxquels ils sont associés sera réalisée dans le piémont. Des datations des dépôts fluvioglaciaires par luminescence puis des moraines par âges d'exposition permettrons de contraindre chronologiquement l'âge du maximum d'extension du lobe lyonnais. Le chapitre 5 vise à répondre à la question n°2. Deux études focalisées sur différentes vallées alpines permettront de
mieux connaitre la dynamique de retrait des glaciers des Alpes occidentales françaises au Tardiglaciaire après la disparition du lobe lyonnais. La première étude se focalisera principalement sur des datations par âge d'exposition afin de déterminer des positions des fronts glaciaires au cours du temps. La seconde étude, couplant sédimentologie, datations par luminescence, datations par âge d'exposition et modélisation glaciaire permettra d'identifier des stades d'avancée / stabilisation glaciaire et de quantifier les variations de volume et de ligne d'équilibre glaciaire au Tardiglaciaire.

L'état de l'art relatif aux glaciations reconnu dans les Alpes et dans la zone d'étude est exposé dans le chapitre 2. Le chapitre 3 est destiné à présenter les deux méthodes de datations utilisées dans ce travail de thèse ainsi que les méthodes de modélisation glaciaire.
# 2 ÉTAT DE L'ART

## 2.1 LES GLACIERS

Selon Benn et Evans (2010), un glacier est une masse de glace pérenne dans le temps en échange constant de masse et d'énergie avec l'hydrosphère, l'atmosphère, la biosphère et la lithosphère. Un glacier peut être considéré comme un système avec des apports et des pertes de masse et d'énergie (Figure 2.1). L'apport de masse se fait via des chutes de neige et des avalanches principalement en altitude et par des écoulements rocheux. Cette matière accumulée est transférée à basse altitude grâce à l'écoulement de la glace vers l'aval, et est exportée hors de l'environnement glaciaire par des écoulements d'eau et par des transferts de sédiment.

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Figure 2.1: Flux de masse et d'énergie dans un système glaciaire idéalisé (Brodzikowski & Van Loon, 1991).</figcaption></figure>

Un glacier laisse des dépôts et morphologies permettant de reconstituer sa dynamique passée. Depuis son extrémité amont jusqu'à son extrémité aval, un glacier transporte des débris qui seront abandonnés lors de sa fonte (Anderson & Anderson, 2010). Ces débris sont des blocs erratiques et des dépôts de till ou peuvent apparaitre sous forme de morphologies construites comme les moraines. Ces dernières peuvent se construire au front (moraine frontale) ou sur les flancs (moraine latérale) d'un glacier. Ces moraines permettent de reconstituer les extensions passées d'un glacier et de reconstituer ses fluctuations (Balco, 2011; Mackintosh, et al., 2017). Au front d'un glacier, les écoulements fluvioglaciaires permettent un transit sédimentaire et la construction de sandurs. Les terrasses fluviatiles retrouvées dans ces sandurs constituent un témoin des fluctuations de la marge glaciaire (Thompson & Jones, 1986). Les environnements glaciolacustres sont également caractéristiques des marges glaciaires et constituent une autre archive de l'histoire de la déglaciation d'un glacier (Ashley, 1995). Sous un glacier, des écoulements d'eau sont capables de construire des morphologies caractéristiques comme des drumlins. Le glacier est également capable d'avoir une action érosive sur son bedrock à l'origine de stries (Bennet & Glasser, 2009) ou de roches moutonnées (Glasser & Bennett, 2004).
## 2.1.1 Bilan de masse

La plupart des glaciers peuvent être subdivisés en deux zones. Une zone interne à haute altitude où l'accumulation annuelle de neige est supérieure aux pertes par ablation et une zone externe et de faible altitude où l'ablation est supérieure à l'accumulation. La différence entre les gains et les pertes de masses sur toutes les parties du glacier à travers une période de temps donnée désigne le bilan de masse. La dynamique d'un glacier est donc influencée par un équilibre entre l'accumulation et l'ablation. Les apports issus des précipitations solides, de neige transportée par le vent ou par les avalanches (Francou & Vincent, 2007), sont collectés principalement dans la zone d'accumulation. Ces apports sont ensuite transformés en névé puis en glace en zone d'accumulation. La glace est ensuite transférée en aval par l'écoulement jusqu'à atteindre une zone où elle sort du système glaciaire par fonte, évaporation, par vêlage ou détachement de blocs de glace. L'accumulation est prépondérante pendant l'hiver et à l'inverse, l'ablation est majoritaire en été (Bennet & Glasser, 2009). Finalement, lorsque les conditions climatiques permettent un taux d'accumulation supérieur à l'ablation, un glacier avance et inversement.

Pour la plupart des glaciers, les taux annuels d'accumulation et d'ablation dépendent de l'altitude et de facteurs locaux. Les taux suivant lesquels l'accumulation et l'ablation annuelles changent avec l'altitude correspondent respectivement au gradient d'accumulation et au gradient d'ablation. Prises ensemble, ces deux notions définissent le gradient du bilan de masse (Oerlemans & Hoogendoorn, 1989).

## 2.1.2 La ligne d'équilibre

La ligne d'équilibre ou ELA pour « Equilibrium Line Altitude » rejoint tous les points où le taux d'accumulation est égal au taux d'ablation. Elle correspond à la limite entre la zone d'accumulation et la zone d'ablation. La ELA est un concept qui s'applique uniquement sur un glacier en équilibre, c'est-à-dire dont le bilan de masse est nul (Bennet & Glasser, 2009).

Pour les paléoglaciers, l'altitude de la ligne d'équilibre peut être déterminée à partir de marqueurs géomorphologiques suivant plusieurs méthodes. La méthode de l'enracinement des moraines considère que l'altitude maximale des moraines latérales correspond à l'altitude de la ELA (Lichtenecker, 1938). Cette méthode est peu précise car la mauvaise préservation de ces moraines latérales peut être à l'origine d'erreurs de l'estimation de la ELA. La méthode THAR pour « Toe to headwall Altitude Ratio », considère que l'altitude de la ELA est localisée suivant un ratio entre le point le plus bas et le point le plus haut d'un glacier. Cette méthode est simple à utiliser mais produit d'importantes erreurs pour des glaciers à géométrie complexe (Benn & Lehmkuhl, 2000). La méthode AAR pour « Accumulation Area Ratio » considère l'hypothèse selon laquelle le rapport entre la surface de la zone d'accumulation et de la zone d'ablation est constant pour un glacier à l'équilibre (Benn & Lehmkuhl, 2000). Cependant cette méthode ne prend pas en compte l'hypsométrie et le gradient du bilan de masse (Osmaston, 2005). La méthode AABR pour « Area-Altitude Balance Ratio » (Osmaston, 1975; Furbish & Andrews, 1984) prend en compte l'hypsométrie du glacier (Osmaston, 2005) et le gradient du bilan de masse (Benn & Lehmkuhl, 2000). Cette méthode est basée sur trois hypothèses : 1 le gradient d'accumulation et d'ablation sont approximativement linéaires ; 2 le ratio entre l'ablation et l'accumulation est connu et reste fixe au cours du temps (Benn & Lehmkuhl, 2000; Rea, 2009) et 3 les variations d'altitude du front du glacier reflètent des changements du bilan de masse et donc des conditions climatiques.

## 2.1.3 Interactions avec le climat

Les glaciers sont des systèmes sensibles aux changements climatiques, ils s'étendent ou reculent constamment en réponse aux changements de température et de précipitation (Benn & Evans, 2010). Pour des glaciers dont le bilan de masse est initialement en équilibre, l'augmentation des précipitations neigeuses
et/ou la réduction de l'énergie disponible pour la fonte provoque une extension de la zone d'accumulation, un abaissement de la ELA et un bilan de masse positif. Inversement, une diminution des précipitations neigeuses et/ou l'augmentation de l'énergie disponible pour la fonte engendre une régression de la zone d'accumulation, une élévation de la ELA et un bilan de masse négatif. Le bilan de masse spécifique (changement total de masse d'un glacier par unité de surface) d'un glacier dépend de son gradient de bilan de masse et de son hypsométrie (distribution des surfaces en fonction de l'altitude). Ainsi, différents glaciers localisés dans une même zone géographique peuvent avoir des réponses différentes pour les mêmes conditions climatiques (Furbish & Andrews, 1984). Dans des cas extrêmes, un glacier peut disparaître entièrement si l'altitude de la ELA persiste plusieurs années au-dessus du point le plus haut du glacier, générant une perte de masse sur l'ensemble de sa surface (Hastenrath & Kruss, 1992; Schneeberger, et al., 2003). Hors des forçages climatiques, des écoulements peuvent fournir de fortes épaisseurs de débris en surface d'un glacier, limitant l'ablation jusqu'à ce qu'ils soient évacués par le l'écoulement de la glace (D'Agata & Zanutta, 2007). Ce processus peut générer d'importantes avancées glaciaires (surge) (Gardner & Hewitt, 1990).

## 2.2 LES GLACIATIONS DU PLÉISTOCÈNE

Depuis le début du Quaternaire, il y a 2,58 Ma, le climat terrestre suit des alternances entre des périodes froides avec le développement des glaces polaires (périodes glaciaires) et des périodes plus chaudes avec peu ou pas de calottes glaciaires dans l'hémisphère Nord (Lisiecki & Raymo, 2005). Depuis 800 000 ans, les cycles glaciaires suivent une fréquence 100 ka et sont contrôlés par les variations de l'excentricité de l'orbite terrestre (Hays, et al., 1976). Ces cycles sont définis par les variations du $δ^{18}$O dans les carottages océaniques et sont actuellement représentés par 20 stades isotopiques marins (Marine Isotopic Stage; MIS), depuis le MIS 20 jusqu'au MIS 1 actuel (Lisiecki & Raymo, 2005). Les MIS paires et impaires correspondent respectivement aux périodes glaciaires et interglaciaires.

### 2.2.1 Le dernier cycle glaciaire

Le dernier cycle glaciaire (Riveiros, et al., 2022) (Figure 2.2) montre la mise en place de calottes glaciaires à l'échelle mondiale à partir de la fin du dernier interglaciaire (MIS 5), et se terminant par la disparition de ces mêmes calottes au début de l'Holocène (Railsback, et al., 2015). De récentes compilations de données relatives au dernier interglaciaire (Eemien) placent le début du dernier cycle glaciaire il y a 116,0 cal ka BP (Govin, et al., 2015; Hoffman, et al., 2017). Ce dernier grand cycle glaciaire comprend plusieurs stades isotopiques identifiés : MIS 5d, 5c, 5b, 5a, 4, 3 et 2. Il inclut également la dernière déglaciation (terminaison glaciaire) située entre la fin du dernier maximum glaciaire (Last Glacial Maximum; LGM) à 19,0 cal ka BP et le début de l'Holocène à environ 11,7 cal ka BP (Past Interglacials Working Group of PAGES, 2016).

Le début du dernier cycle glaciaire est caractérisé par de petits refroidissements, marqués par les sous stades MIS 5b et 5d, et par de petits réchauffements attribués aux sous interstades MIS 5a et 5c (Batchelor, et al., 2019). Le MIS 4 daté entre 71,0 et 60,0 cal ka BP est associé à une chute significative du niveau marin déduite d'après une synthèse des variations du niveau marin, à partir de proxies géologiques et isotopiques (Spratt & Lisiecki, 2016). Cette chute du niveau eustatique est estimée à -80 m par rapport au niveau actuel (Elderfield, et al., 2012) voir -100 m (Grant, et al., 2012; De Deckker, et al., 2019). Le MIS 3, entre 60,0 et 30,0 cal ka BP n'est pas considéré comme un interglaciaire depuis qu'une analyse des isotopes de l'oxygène issus d'enregistrements marins a révélé que les températures durant cet interstade sont restées proches de celle du cycle glaciaire (Emiliani, 1955). En outre, le volume de glace ne semble pas avoir été différent du MIS 4 (Shackleton & Opdyke, 1973), et la chute du niveau marin a été estimée entre -60 et -90 m sous le niveau actuel (Siddall, et al., 2008; Grant, et al., 2012; Batchelor, et al., 2019). La transition entre le MIS 3 et le MIS 2 définie à 32,0 cal ka BP est basée sur des changements dans les enregistrements isotopiques de
l'oxygène dans le pacifique équatoriale (Shackleton & Opdyke, 1973). D'autres auteurs placent cette limite
à 33,0 cal ka BP (Lisiecki & Raymo, 2005) ou encore à 30,0 cal ka BP (Rasmussen, et al., 2014; Waelbroeck,
et al., 2019).

<figure><img src="image_7.png" /></figure>

Figure 2.2 : Registres marins utilisés pour reconstituer le niveau marin d'après (Vazquez Riveiros, et al., 2022). Le trait continu bleu représente le niveau marin relatif dérivé de l'enregistrement isotopique des foraminifères planctoniques en Méditerranée orientale, (Grant, et al., 2012) en m. La ligne pointillée noire représente la compilation des enregistrements en δ 18O benthique de Lisiecki et Raymo (2005), comprenant 57 enregistrements isotopiques de foraminifères benthiques issus de carottages localisés dans l'océan Atlantique, Pacifique, Indien et en Océanie. Les MIS 2 (30,0 11,7 cal ka BP) et 4 (71,0 60,0 cal ka BP) sont surlignés en bleu clair. Le LGM est mis en évidence dans le MIS 2, sensu lato (26,0 19,5 cal ka BP, Clark et al., 2009) en gris clair, et tel que défini dans les archives marines en gris plus foncé (23,0 19,0 cal ka BP, Mix et al., 2001). La ligne pointillée verte indique l'intervalle entre 116,0 et 19,0 cal ka BP correspondant au dernier cycle glaciaire.

2.2.2 Le dernier maximum glaciaire (LGM)

Le LGM (Last Glacial Maximum) est considéré comme l'intervalle de temps le plus récent de l'histoire de la terre ou les glaciers mondiaux ont atteint leur maximum d'extension (Bowen, 2009). Le LGM est définit par le maximum de volume des glaciers mondiaux déterminé à 18 ka BP et par le plus grand minima de l'enregistrement du δ¹⁸O marin (Shackleton, 1967; Martinson, et al., 1987). Le LGM correspond également au bas niveau marin daté entre 18 et 21 ka BP (Yokoyama, et al., 2000; Clark & Mix, 2002), estimé entre 120 et 130 m sous le niveau marin actuel (Yokoyama, et al., 2000; Lambeck, et al., 2014). Une étude couplant l'analyse du niveau marin, des datations par nucléides cosmogéniques de calottes et de glaciers de montagne a défini le LGM entre 26,5 et 19 ka (Clark, et al., 2009). Aujourd'hui le LGM n'a pas de définition stratigraphique formelle malgré la tentative de l'attribuer à une chronozone (Mix, et al., 2001). Dans ce travail de thèse, nous considérerons la définition du LGM de Clark et al, 2009, qui est la plus couramment utilisée dans les Alpes européennes.

Pendant le LGM, le refroidissement du climat a été maximum aux hautes latitudes et minimal aux basses latitudes (CLIMAP project). La diminution de la température de l'air a été estimée à -10°C (Werner, et al., 2018) et à -11°C (Cuffey, et al., 2016) à l'est et à l'ouest de l'Antarctique respectivement. Au centre de la calotte glaciaire du Groenland, la diminution de la température de l'air a été quantifiée à plus de -20°C (Buizert, et al., 2018). Les hautes latitudes ont également été affectées par des changements significatifs de l'intensité des précipitations et par un déplacement vers le sud des zones de mousson par rapport à leur localisation actuelle (Yang, et al., 2015; An, et al., 2015).
Les glaciers du LGM couvraient essentiellement la partie septentrionale des continents de l'hémisphère nord (Ehlers & Gibbard, 2004). En plus de la calotte du Groenland, une large partie du continent nord-américain était couverte par la calotte Laurentide (Laurentide Ice Sheet ; LIS), atteignant localement 4 km d'épaisseur (Dyke, et al., 2002). De même, le nord de l'Eurasie était alors couvert par le complexe glaciaire européen (European Ice Sheet Complex ; EISC), constitué de la calotte Fennoscandinave et de l'inslandsis Irlandais-Britannique. Ce complexe glaciaire d'une épaisseur maximum supérieure à 3 km, a atteint son maximum d'extension à 21 cal Ka BP (Hughes, et al., 2016).

### 2.2.3 Les variations climatiques millénaires enregistrées dans l'hémisphère nord

Des observations de carottes de sédiment prélevées au nord-est de l'océan Atlantique ont révélé la présence de niveaux riches en débris sableux (IRD pour ice-rafted detritus), nommés événements de Heinrich (H) (Heinrich, 1988). Des analyses géologiques et géochimiques ont montré que les IRD proviennent de la calotte Laurentide (Bond, et al., 1992; Huon & Jantschik, 1993; Gwiazda, et al., 1996; Revel, et al., 1996). Les IRD sont issus de la fonte de nombreux icebergs, libérant des sédiments grossiers piégés dans la glace. Ce flux important d'iceberg résulte de déstabilisations glaciaires (surge) le long de la marge occidentale de la calotte Laurentide (Broecker, et al., 1992). Cette fonte massive d'icebergs est à l'origine d'une augmentation du niveau marin amplifiant encore la déstabilisation de la calotte Laurentide et de la banquise (Labeyrie, et al., 1995; Cortijo, et al., 1997; Lambeck & Chappell, 2001). La grande quantité d'eau douce produite par la fonte des icebergs est à l'origine d'une perturbation de la circulation océanique de l'Atlantique nord, limitant la circulation thermohaline et refroidissant significativement le climat de l'hémisphère nord. Pendant le dernier cycle glaciaire, d'autres variations climatiques hautes fréquences ont été découvertes. En effet, 24 grandes et abruptes variations de la température de l'air ont été mises en évidence dans les carottes de glaces du Groenland GRIP et GISP2, nommés événements de Dansgaard-Oeschger (D-O). Ces événements suivent une périodicité d'environ 1500 ans et sont marqués par un réchauffement rapide d'au minimum 10°C en moins de 300 ans, suivi d'une lente période de refroidissement (Dansgaard, et al., 1993; Grootes, et al., 1993).

## 2.3 LES ALPES AU PLÉISTOCÈNE

### 2.3.1 Contexte géographique

Les Alpes européennes forment un massif montagneux atteignant une largeur maximum de 250 km, incluant 29 massifs de plus de 4000 m, le plus haut d'entre eux étant le Mont Blanc culminant 4809 m d'altitude (Figure 2.3). Autour de la zone axiale, les massifs subalpins comme les Préalpes françaises, suisses, italiennes, autrichiennes et slovènes forment des reliefs de plus basse altitude. Le massif alpin forme une barrière orographique entre l'Europe et les régions méditerranéennes. Plus précisément, cette position géographique du massif Alpin proche de la mer méditerranéenne au sud et du continent européen au nord permet la présence de différents climats et environnements. La circulation atmosphérique à l'échelle de la chaine est contrôlée par les masses d'air atlantiques venues de l'ouest et les masses d'air méditerranéennes venant du sud. Ainsi, la partie sud-ouest des Alpes est fortement impactée par le climat Méditerranéen, caractérisé par des étés chauds. Les Alpes de l'ouest, sous influence des masses d'air atlantiques, sont soumises à un climat océanique humide. Enfin, les parties nord et axiales sont sous un climat continental, humide avec des étés chauds.

On trouve dans les Alpes environ 3500 glaciers (Pfeffer, et al., 2014; RGI Consortium, 2017) situés dans les zones les plus élevées, principalement au-dessus de 3000 m d'altitude. Ces glaciers couvrent une aire de 370 km² et sont concentrés dans la zone du Mont Blanc, dans le Valais et les Alpes bernoises. Les zones plus sèches montrent principalement des glaciers rocheux, localisés au-dessus de 2400 m d'altitude, dans
les Alpes internes (Haeberli, 1985; Kellerer-Pirklbauer, et al., 2012; Scotti, et al., 2013; Colucci, et al., 2016; Kofler, et al., 2020).

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Figure 2.3: Carte topographique des Alpes européennes et leurs glaciers actuels (Pfeffer, et al., 2014).</figcaption></figure>

## 2.3.2 État des lieux de la chronologie du dernier cycle glaciaire dans les Alpes

Pour la première fois, Penck et Brückner en 1909, ont décrit dans les Alpes Bavaroises un modèle multiglacialiste pour les glaciations du quaternaire. Ce modèle est basé sur les corrélations entre des moraines et des épandages fluvioglacaires et fluviatiles. Cette approche morphostratigraphique, dans le piémont des Alpes du nord, a permis de définir quatre périodes d'accumulation de dépôts glaciaires séparées les unes des autres par des incisions. Ces quatre grandes périodes glaciaires portent le nom de quatre affluents du Danube et sont de la plus ancienne à la plus récente, le Günz, le Mindel, le Riss et le Würm.

Les périodes du Riss et du Würm correspondent respectivement à l'avant dernier et au dernier cycle glaciaire. La glaciation du Riss est associée au complexe des moraines les plus externes du glacier du Rhin et plus largement à l'échelle des Alpes du nord et de l'ouest. La glaciation du Würm correspond au complexe des moraines internes en arrière des moraines du Riss.

Au cours du Pléistocène moyen et supérieur, les glaciers alpins se sont étendus au-delà du massif, jusqu'aux piémonts sous forme de lobes glaciaires. Les complexes morainiques frontaux construits par ces lobes sont un des témoins de la présence de ces grands systèmes glaciaires (Mandier, 1984; van Husen, 2000; Schlüchter, 2004; Monegato, et al., 2007; Preusser, et al., 2011; Ivy-Ochs, 2015; Gianotti, et al., 2015; Monegato, et al., 2017; Ivy-Ochs, et al., 2018).
### 2.3.2.1 Les Alpes avant le LGM

Sur le versant sud, des morphologies pré-LGM ont été mises en évidence en Italie. Plus précisément, des datations par âges d'exposition du complexe morainique du Rivoli-Avigliana (Figure 2.6) indiquent une extension Pré-LGM, associée aux moraines les plus élevées de l'amphithéâtre morainique (Ivy-Ochs, et al., 2018). Toujours en Italie, des datations par âges d'exposition $^{10}$Be sur blocs glaciaires du système d'Ivrea (Figure 2.6), montrent la présence de morphologies glaciaires pré-LGM localisées en partie externe du complexe morainique (Gianotti, et al., 2008; Gianotti, et al., 2015).

Sur le versant nord, les moraines les plus externes du glacier du Salzach (Figure 2.6) sont attribuées à des glaciations Pré-LGM (Starnberger, et al., 2011; Salcher, et al., 2015; Mayr, et al., 2017; Mayr, et al., 2019). En Suisse du nord, des glaciations anciennes remontant au début du Quaternaire ont été mises en évidence (Preusser, et al., 2011). Concernant le dernier cycle glaciaire de cette zone, un dépôt deltaïque interprété comme étant le résultat d'une avancée du glacier du Linth a été daté par OSL à 105 ka (Preusser, 1999; Preusser, et al., 2003). Aussi, des sédiments fluvioglaciaires datés par OSL à 73 ± 11 et à 55 ± 14 ka, suggèrent une avancée du Glacier du Reuss au MIS 4 (Preusser, et al., 2011). Enfin, des âges d'exposition pré-LGM ont été mis en évidence sur des blocs erratiques issus du glacier du Rhône (Graf, et al., 2015).

Sur le versant ouest, des âges radiocarbone issus d'un dépôt lacustre indiquent un retrait pré-LGM du glacier de la Romanche avant 30-40 ka cal BP (Bièvre & Crouzet, 2021). Sur la rive sud du lac Léman à Evian, un complexe de till et de dépôts glaciolacustres daté par $^{14}$C, indique deux extensions pré-LGM. La plus ancienne est antérieure à 30 ka et la plus récente est datée entre 34,2-33,2 et 44,2-27,2 ka cal BP (Triganon, et al., 2005).

### 2.3.2.2 Le versant alpin sud au LGM

Au LGM, le piémont des Alpes italiennes est marqué par la présence des lobes glaciaires du Rivoli-Avigliana, d'Ivrea (Figure 2.4), d'Orta, du Verbano, de Garda, du Piave et du Tagliamento (Figure 2.6). Ces lobes glaciaires sont à l'origine de complexes morainiques étendus sur 10 à 30 km et présentent plusieurs systèmes morainiques frontaux et de récession (van Husen, 2004; Monegato, et al., 2007; Gianotti, et al., 2008; Monegato, et al., 2017; Ivy-Ochs, et al., 2018; Braakhekke, et al., 2020). En Italie, au front de ces complexes, des épandages fluvioglaciaires forment de vastes cônes couvrant la plaine du Pô (Paiero & Monegato, 2003; van Husen, 2004; Fontana, et al., 2014; Gianotti, et al., 2015).
<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Figure 2.4: Exemple de la géologie du lobe d'Ivrea et de son bassin versant (Gianotti, et al., 2008). Ce complexe morainique et son grand système fluvioglaciaire sont typiques de ceux retrouvés sur le versant italien des Alpes.</figcaption></figure>

L'analyse chronologique des complexes morainiques italiens a permis de prouver une double extension des lobes du Rivoli-Avigliana, de Garda et du Tagliamento au LGM, suivi d'étapes de récessions et /ou de leur disparition (Figure 2.6, Annexe 1). Plus précisément, des datations par âge d'exposition du complexe morainique du Rivoli-Avigliana ont mis en évidence la première extension à 24,0 ± 1,5 ka et la seconde à 19,6 ± 0,9 ka (Ivy-Ochs, et al., 2018). Des âges radiocarbone de dépôts lacustres indiquent que ce même amphithéâtre morainique est abandonné au minium à 18,3 -18,1 ka cal BP (Larocque & Finsinger, 2008). La double extension LGM du lobe Garda a été datée par datation ¹⁴C de dépôts glaciolacustres, fluvioglaciaires et fluviatiles. La première avancée a eu lieu à 24,9-24,3 ka cal BP laissant les moraines les plus externes et la seconde à 23,9 -23,1 ka cal BP, laissant les moraines les plus internes (Monegato, et al., 2017). D'autres datations radiocarbone issues de dépôts lacustres et fluviatiles indiquent que ce lobe disparait à 17,8 -17,3 ka cal BP (Ravazzi, et al., 2014). Enfin, la double extension LGM du lobe du Tagliamento a été prouvée par datation ¹⁴C du complexe morainique et de dépôts fluvioglaciaires associés. La première avancée est à l'origine de la formation des moraines les plus externes, datée à 28,1-24,5 ka cal BP. La seconde avancée moins étendue ou recouvrant localement la première, est datée entre 23,4 et 21,5 ka cal BP. Une étape de récession après 21 ka cal BP est à l'origine du dépôt des moraines les plus internes du complexe (Monegato, et al., 2007). Enfin, d'autres datations ¹⁴C de dépôts fluvioglaciaires associés à ce complexe morainique indiquent une disparition du lobe entre 20,9 et 19,9 ka cal BP (Fontana, et al., 2014).

Des études relatives aux complexes morainiques d'Ivrea, d'Orta et du Verbano ont montré une seule extension LGM, suivie d'étapes de récession et /ou d'une disparition des glaciers de la zone de piémont (Figure 2.6, Annexe 1). Ainsi, l'extension glaciaire LGM du système morainique d'Ivrea a été reconnue par
âges d'exposition $^{10}$Be sur blocs erratiques au niveau de l'ensemble morainique le plus interne. L'avancée LGM la plus étendue est datée à 23,8 ± 1,7 ka et est suivie d'une phase de récession laissant des moraines plus internes datées à 20,1 ± 3,0 ka (Gianotti, et al., 2015). Des datations $^{14}$C de dépôts lacustres indiquent que ce complexe morainique d'Ivrea est déglacé à 17,8 -16,9 ka cal BP (Gianotti, et al., 2015). L'extension LGM du petit lobe glaciaire d'Orta, a été datée par âges d'exposition $^{10}$Be et $^{36}$Cl sur blocs glaciaires localisés sur les moraines les plus externes, à 26.5-23 ka. De plus une étape de récession a été mis en évidence à 19-18 ka (Braakhekke, et al., 2020). Enfin, des âges d'exposition $^{10}$Be et $^{36}$Cl sur blocs glaciaires posés sur les moraines les plus externes du complexe morainique de Verbano, ont montré que le glacier a fluctué autour de sa position maximum entre 25,0 ± 0,9 et 19,9 ± 0,7 ka. Sur des moraines plus internes, d'autres âges d'exposition $^{10}$Be et $^{36}$Cl sur blocs glaciaires ont mis en évidence une réavancée à 19,7 ± 1,1 ka, suivie de la disparition du lobe peu après 19 ka (Kamleitner, et al., 2022).

Les glaciers de Gesso et d'Oglio sont marqués par des moraines frontales localisées dans des vallées (Figure 2.6, Annexe 1) (Federici, et al., 2017; Ravazzi, et al., 2012a). Plus précisément, le glacier de la vallée du bassin de Gesso, a atteint son maximum d'extension à 22,8 ka d'après des âges d'exposition $^{10}$Be de dépôts glaciaires (Federici, et al., 2017). Des datations $^{14}$C de dépôts glaciaires et lacustres du système glaciaire d'Oglio dans le bassin de Clusone, indiquent une extension maximale LGM à 26,4-25,3 ka cal BP suivie d'une déglaciation entre 18,3 ± 0,3 et 17,2 ± 0,3 ka (Ravazzi, et al., 2012a). Sur le piémont, des âges radiocarbone dans des dépôts lacustres du lac Iseo indiquent que le glacier d'Oglio a disparu à 18,6-17,9 ka cal BP (Lauterbach, et al., 2012). En Slovénie, les témoins des glaciers sont limités à des sédiments fluvioglaciaires et des dépôts glaciaires et paraglaciaires peu développés (Buser, 2009). Des datations IRSL d'un cône alluvial, suggèrent un maximum d'extension LGM du Glacier de vallée de la Sava Dolinka à 23,2 ± 2,8 ka (Bavec & Verbic, 2011).

Enfin, l'extension LGM de certains glaciers n'est pas encore connue (Figure 2.6, Annexe 1) comme le
glacier de la vallée d'Astico ou des âges radiocarbone trouvés dans des dépôts fluvioglaciaires et
paraglaciaires, indiquent une étape de récession à 24,2-23,8 ka cal BP (Rossato, et al., 2013). Le Glacier du
Drau en Autriche, aurait quitté le piémont entre 18,5 et 18,1 ka cal BP d'après des âges radiocarbone issus
de sédiments lacustres (Schmidt, et al., 2012). Dans les Alpes du Gurktal, des âges d'exposition $^{10}$Be sur
polis glaciaires indiquent une déglaciation de la zone entre 16 et 14 ka (Wölfler, et al., 2021). Enfin, un âge
radiocarbone des moraines les plus externes du petit lobe glaciaire du Piave donne un âge à 19,8-18,8 ka cal
BP interprété comme une étape de retrait (Carton, et al., 2009).

2.3.2.3 Le versant alpin nord au LGM

Au LGM, le piémont du versant nord des Alpes est marqué par la présence de lobes glaciaires beaucoup plus étendus que ceux du versant sud. Ces systèmes glaciaires septentrionaux sont les lobes du Salzach, de l'Inn, de l'Isar-Loisach, du Rhine, du Reuss, de l'Aare et du Rhône. Ces glaciers sont à l'origine de complexes morainiques étendus sur 40-60 km sur le piémont (Figure 2.6). Le versant nord des Alpes est également caractérisé par de larges surfaces montrant des enregistrements sédimentaires et géomorphologiques typiquement constitués de moraines connectées à des dépôts fluvioglaciaires proglaciaires (Doppler, et al., 2011). Des morphologies sous-glaciaires comme de vastes champs de drumlins sont présents à l'intérieur de la plupart des complexes morainiques (Keller & Krayss, 2005; Preusser, et al., 2011; Reber, et al., 2014; Gaar & Preusser, 2019). Les épandages fluvioglaciaires ne forment pas de grands cônes mais sont principalement confinés dans les vallées des principales rivières (Figure 2.5) (Preusser, et al., 2011; Untersweg, et al., 2012; Gabriel, et al., 2013). Le piémont nord des Alpes est aussi caractérisé par la présence d'importants dépôts de loess dont les datations absolues ont permis de mieux comprendre les fluctuations glaciaires. Ces loess sont principalement localisés en zone proximale du lobe
de Salzach (Starnberger, et al., 2011) et plus largement sur le piémont autrichien (Terhorst, et al., 2014; Terhorst, et al., 2015).

<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Figure 2.5: Reconstitution des glaciers du Rhine, du Linth et de la Reuss au LGM et des écoulements fluvioglaciaires confinés dans les chenaux des principales rivières (Preusser, et al., 2011).</figcaption></figure>

Dans les Alpes septentrionales, la présence de double extension LGM a été mise en évidence uniquement pour le glacier du Salzach (Figure 2.6, Annexe 1). En effet, des datations OSL de loess, couplées à une analyse géomorphologique du complexe morainique de ce glacier ont mis en évidence une double extension LGM. La plus ancienne avancée et la plus étendue a eu lieu entre 29 et 21 ka et la plus récente et la moins étendue entre 21 et 20 ka (Figure 2.6, Annexe 1) (Starnberger, et al., 2011).

Les glaciers du Rhine, de la Reuss, de l'Aare et du Rhône sont caractérisés par une unique extension LGM (Figure 2.6, Annexe 1). Plus précisément, au front des moraines LGM du glacier du Rhine, des datations radiocarbone de dépôts fluvioglaciaires indiquent une extension maximum entre 27,0 et 25,5 ka cal BP et des âges OSL de dépôts sus-jacent indiquent le retrait du glacier entre 22,2 ± 1,6 et 17,1 ± 1,3 ka (Preusser, et al., 2007). Plus à l'ouest, des datations OSL de dépôts fluvioglaciaires indiquent une extension maximale du glacier de la Reuss entre 25,1 ± 2,4 et 24,2 ± 2,2 ka (Gaar & Preusser, 2019). Des datations directes du complexe morainique de ce glacier par âges d'exposition $^{10}$Be et $^{36}$Cl sur des moraines associées à une étape de retrait donnent 22,2 ± 1,0 ka, suivie de la disparition du lobe à 18,6 ± 0,9 ka (Reber, et al., 2014). Les moraines de piémont du glacier de l'Aare ont été datées directement à Steinhof par âges d'exposition $^{10}$Be, $^{26}$Al et $^{36}$Cl sur blocs glaciaires. Le maximum d'extension LGM initialement daté par Ivy-Ochs, 2004 entre 21,1 et 19,1 ka a été recalculé par Gaar et al, 2019 entre 24,1 ± 1,9 et 22,8 ± 1,8 ka. Un dépôt fluvioglaciaire à Aarwangen, corrélé au maximum d'extension a été daté par des âges OSL issus d'un sédiment que partiellement blanchi, entre 27,4 ± 2,8 et 25,7 ± 4,2 ka (Preusser & Degering, 2007). Enfin, l'étude d'un remplissage lacustre à Burgaschisee, sur le plateau Suisse, indique que le glacier de l'Aare est déglacé à
19,5-18,9 ka cal BP (Rey, et al., 2017). Dans le Valais, des datations par exposition ¹⁰Be sur blocs erratiques indiquent une extension maximum du glacier du Rhône à 21,9 ± 1,8 ka (Graf, et al., 2015).

L'extension LGM de certains lobes de piémont des Alpes du nord reste mal contrainte (Figure 2.6, Annexe 1). Ainsi, un âge ¹⁴C indique que le glacier de Traun (Rödschitz) quitte le piémont à 19,9-17,7 ka cal BP (van Husen, 1997). Plus à l'ouest, des datations OSL d'un delta indiquent le retrait du glacier Inn-Chiemsee du piémont à 18,7 ± 1,7 ka (Klasen, et al., 2007). Des âges d'exposition ¹⁰Be sur blocs glaciaires posés sur des moraines du glacier Isar-Loisach indiquent une avancée maximale avant 18,0 ± 1,9 ka (Reuther, et al., 2011). Enfin, l'étude de sédiments lacustres du lac de Zürich indique que le glacier du Linth quitte le piémont à 19,5-18,6 ka cal BP (Lister, 1988).

Dans les Alpes centrales, plus précisément en Suisse (Oberhasli), des datations de blocs erratiques et de polis glaciaires par âges d'exposition ¹⁰Be indiquent que la surface maximum glaciaire a été atteinte à 23,0 ± 0,8 ka (Figure 2.6, Annexe 1) (Wirsig, et al., 2016a).

### 2.3.2.4 Le versant alpin ouest au LGM

Le versant ouest des Alpes accueille le lobe glaciaire du lyonnais, faisant l'objet de ce travail de thèse. Dans le présent paragraphe, nous ne présenterons que les autres extensions glaciaires durant le LGM. Au nord du lobe lyonnais, l'extrémité occidentale du glacier du Rhône est marquée par des moraines frontales et latérales, des morphologies sous-glaciaires (drumlin) et des deltas proglaciaires (Monjuvent & Nicoud, 1988; Moscariello, et al., 1998). En direction du sud, les glaciers des Alpes occidentales n'ont pas fusionné pour former des lobes de piémont et ont gardé une morphologie dendritique pendant leur maximum d'extension. Ceci est attesté par des moraines frontales du glacier de la Durance (Jorda, et al., 2000) et par des morphologies glaciolacustres et fluvioglaciaires pour le glacier du Beaumont et de la Romanche (Monjuvent, 1973). Des terrasses fluvioglaciaires au front du glacier de la Durance ont également été décrites (Gabert, 1984). Pour les glaciers de la vallée du Var, de la Tinée et de la Vésubie, les morphologies glaciaires se résument à des formes d'érosions glaciaires (cirques, verrous, timlines), des dépôts de till et fluvioglaciaires mal préservés et des moraines frontales (Julian, 1977).

Le cadre chronologique des fluctuations des glaciers LGM du versant occidental des Alpes est mal contraint (Figure 2.6, Annexe 1). Sur les rives du lac Léman, à Evian, des dépôts glaciolacustres recouverts de till et de moraines latérales ont fourni du matériel daté par ¹⁴C. Ces datations suggèrent un maximum d'extension LGM entre 32,3-27,3 et 31,9-22,2 ka cal BP (Triganon, et al., 2005). D'autres datations radiocarbone de dépôts graveleux proglaciaires localisés à l'extrémité ouest du lac Léman suggèrent une déglaciation du glacier du Rhône dans ce secteur à 23,4-22,4 ka cal BP (Moscariello, et al., 1998). Plus au sud, notons des âges radiocarbone à la base d'un till, daté entre 23,0 et 20,9 ka cal BP correspondant à l'âge d'une étape de récession du glacier de la Durance (Jorda, et al., 2000). Le retrait du glacier de la Romanche a été daté par âges d'exposition ¹⁰Be d'une niche d'arrachement d'un écroulement entre 17,5 et 13 ka (Schwartz, et al., 2017).
<figure><img src="image_11.png" /></figure>

Figure 2.6 : Carte des Alpes récapitulant des âges disponibles relatifs aux glaciers LGM et leurs retraits, ainsi que l'abaissement de la surface glaciaire, modifiée et complétée d'après Wirsig et al, (2016b). La surface bleue représente l'ensemble des glaciers alpins pendant leur maximum d'extension (Ehlers & Gibbard, 2004). Le détail de chaque date est donné dans l'Annexe 1.

### 2.3.2.5 Les Alpes au Tardiglaciaire

Le Tardiglaciaire daté entre 19,0-11,7 ka (Ivy-Ochs, et al., 2007; Schmidt, et al., 2012), est marqué par d'importantes variations climatiques (Figure 2.7) comprenant la période froide de l'événement de Heinrich 1 (17,5-15,4 ka, Stanford, et al., 2011), la période chaude du Bølling-Allerød (14,6-12,8 ka, Heiri, et al., 2014b) entrecoupée par le Dryas ancien (14,0-13,9 ka (Lotter, et al., 1992; Samartin, et al., 2012; Li, et al., 2021) et enfin la période froide du Dryas récent (12,7-11,7 ka, Ivy-Ochs, et al., 2007). Des analyses de morphologies et dépôts glaciaires, associées à des datations absolues à l'échelle des Alpes ont mis en évidence une réponse des glaciers alpins à ces variations climatiques du Tardiglaciaire (Maisch, 1981; Ivy-Ochs, et al., 2009).
<figure><img src="image_12.png" /></figure>

Figure 2.7 : Courbe de δ¹⁸O issue de spéléothèmes alpins montrant les variations de températures du LGM et du Tardiglaciaire. La courbe bleu clair est donnée par (Luetscher, et al., 2015) et la courbe bleu foncé par (Li, et al., 2021). DA : Dryas ancien, B-A : Bølling-Allerød, DR : Dryas récent, H : Holocène.

Au début du Tardiglaciaire, le retrait des lobes de piémont du LGM laisse apparaitre de grands surcreusements glaciaires en aval des principales vallées alpines. L'altitude de la surface du bedrock de la Combe de Savoie, pour les vallées de l'Isère, du Rhône du Rhine et de l'Inn est localement sous le niveau marin (Finckh, et al., 1984; Hinderer, 2001; Nicoud, et al., 2002; Preusser, et al., 2010; Reitner, et al., 2010; Durst Stücki & Schlunegger, 2013). Cette érosion glaciaire est parfois héritée de l'avant dernier cycle glaciaire, notamment dans la vallée du Rhine (Hinderer, 2001). Ces grandes dépressions sont encore à l'heure actuelle occupées par les principaux lacs alpins.

Dans les Alpes internes, le début du Tardiglaciaire est marqué par l'abaissement de la surface des glaciers après leur maximum du LGM. En Suisse centrale (Oberhasli), des datations de blocs erratiques et de polis glaciaires par âges d'exposition ¹⁰Be indiquent le début de l'abaissement de la surface glaciaire après le LGM à 17,7 ± 0,8 ka (Wirsig, et al., 2016a). Avec la même méthode, le début de l'abaissement de la surface glaciaire après le LGM dans le Mont Blanc et dans les Alpes du Zillertal a été daté à 18,5 ± 1,1 et 18,6 ± 1,4 ka respectivement (Wirsig, et al., 2016b). Dans les Alpes Suisses du sud, des âges d'exposition ¹⁰Be sur polis glaciaires indiquent le début de l'abaissement de la surface glaciaire post LGM entre 17,8 ± 0,6 et 18,0 ± 0,6 ka (Dielforder & Hetzel, 2014).

Au Tardiglaciaire, 6 stades de réavancée glaciaire ont été décrits dans les Alpes orientales. Ce modèle inclut les stades du Bühl, du Steinach, du Gschnitz, du Clavadel, du Daun et d'Egesen, du plus ancien au plus récent (Maisch, 1981). Au Tardiglaciaire inférieur, les glaciers alpins remplissent les principales vallées alpines. Les stades de réavancée glaciaire du Bühl et du Steinach ont été mis en évidence en Autriche, et sont marqués par des terrasses de kame recouvertes de till et des moraines du glacier de l'Inn (Penck & Brückner, 1909; Mayrs & Heuberger, 1968). Plus tard, une analyse sédimentologique et géomorphologique a montré que les morphologies associées à ces deux stades ne sont pas issues de réavancées glaciaires contrôlées par des variations climatiques (van Husen, 2000; Reitner, 2007), mais sont plutôt liées à la fonte de masses de glaces datée par luminescence à 17 ka (Klasen, et al., 2007). Ceci implique que le terme de « stade » est difficile à utiliser pour cette période tardiglaciaire (Reitner, 2007). Néanmoins, des réavancées glaciaires au début du Tardiglaciaires ont été identifiées sur de petits bassins versants. Ainsi, un stade a été daté à 18,5 ka dans les Alpes maritimes (Federici, et al., 2017). En Suisse, des réavancées glaciaires au Tardiglaciaire inférieur ont également été mises en évidence (Keller & Krayss, 2005).
Le stade du Gschnitz est défini entre ~17 et 16 ka par âge d'exposition de moraines localisées en Autriche (Ivy-Ochs, et al., 2006). Ce stade correspond à la première grande avancée glaciaire post LGM, et est corrélé à l'événement de Heinrich 1. Cet événement froid et relativement sec a été identifié dans les Alpes au niveau de dépôts lacustres en Autriche (Schmidt, et al., 2012) et par l'analyse isotopique de spéléothème en Suisse (Luetscher, et al., 2015). Outre des moraines, cette avancée du Gschnitz est marquée en Autriche, par du till au-dessus de dépôts gravitaires ou fluvioglaciaires du début du Tardiglaciaire (van Husen, 1997).

Le stade du Clavadel a été décrit à partir de moraines localisées en Autriche et en Suisse (Maisch, 1981; Kerschner & Berktold, 1982). Des âges ¹⁴C permettent de dater ce stade entre 16 et 14,7 ka (Ivy-Ochs, et al., 2006).

Le stade de Daun (~14 ka; Ivy-Ochs, 2015) correspond à une avancée glaciaire en réponse au refroidissement du Dryas ancien (Lotter, et al., 1992; Samartin, et al., 2012; Li, et al., 2021). Ce stade est marqué par des moraines mal préservées retrouvées en Autriche, pauvres en blocs glaciaires occasionnant des difficultés de datations directes (Ivy-Ochs, 2015). L'âge de ce stade provient principalement d'une analyse palynologique couplée à des datations ¹⁴C (van Husen, 2000).

Le stade d'Egesen (~13,5-12,0 ka; Ivy-Ochs, 2015) est la dernière avancée du Tardiglaciaire associée au refroidissement du Dryas récent (Federici, et al., 2017; Boxleitner, et al., 2019b; Protin, et al., 2019; Baroni, et al., 2021). Dans les Alpes, cet événement climatique a été mis en évidence à partir de l'analyse de sédiments lacustres en Suisse et en Autriche (Heiri, et al., 2014b) et de spéléothèmes en Suisse (Li, et al., 2021). Le Dryas récent est caractérisé par des conditions climatiques froides et sèches (Kerschner, et al., 2000; Baroni, et al., 2021). Le stade d'Egesen (Figure 2.8) est représenté par des moraines frontales simples, doubles voir triples dans certaines vallées alpines. Ces moraines ont été datées principalement par radionucléides cosmogéniques en Autriche (Kerschner, 1980; Ivy-Ochs, et al., 2006; Ivy-Ochs, et al., 2009; Moran, et al., 2016), en Italie (Ivy-Ochs, et al., 2008; Ivy-Ochs, et al., 2009; Federici, et al., 2008; Federici, et al., 2017; Baroni, et al., 2014; Baroni, et al., 2017; Reitner, et al., 2016; Spagnolo & Ribolini, 2019), en Suisse (Ivy-Ochs, et al., 2009; Boxleitner, et al., 2019a) et en France (Darnault, et al., 2011; Cossart, et al., 2012; Chenet, et al., 2016; Protin, 2019).

<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Figure 2.8: Exemple d'un glacier reconstitué du stade d'Egesen (Col de Julier, Suisse) d'après Ivy-Ochs, (2015).</figcaption></figure>
## 2.4 CADRE GÉOGRAPHIQUE DE LA ZONE D'ÉTUDE

### 2.4.1 Définition de la zone d'étude

La zone d'étude choisie correspond aux zones d'accumulations et d'ablations de l'ensemble des glaciers des Alpes occidentales françaises ayant alimenté le lobe lyonnais. Au 19ème siècle, des analyses de la pétrographie de blocs erratiques, de till et de stries glaciaires ont suggéré que les glaciers de l'Arve, de l'Isère et de l'Arc alimentaient le lobe lyonnais (Falsan & Chantre, 1879). Plus tard, les zones d'accumulations et les flux de glace du lobe lyonnais pendant son maximum d'extension ont été mis en évidence par détermination de l'altitude de la ligne d'équilibre glaciaire et par analyse pétrographique et minéralogique de blocs erratiques, de blocs glaciaires et de till (Coutterand, 2010). La ligne d'équilibre a été reconstituée par la méthode AAR et grâce à l'altitude maximum des moraines. Les résultats confirment une alimentation du lobe lyonnais par les glaciers de l'Arve, de l'Isère et de l'Arc (Figure 2.9). Les limites nord et sud de la zone d'étude correspondent respectivement à la bordure septentrionale du glacier de l'Arve et à la bordure méridionale du glacier de l'Isère. En revanche la zone correspondante à l'alimentation du lobe du glacier de l'Isère n'a pas été inclue dans la zone d'étude, car ce flux de glace n'alimente pas le lobe lyonnais (Figure 2.9).

<figure><img src="image_14.png" /></figure>

Figure 2.9 : Carte reconstituant les glaciers des Alpes occidentales françaises au cours de son maximum d'extension, ainsi que les principaux flux de glaces déterminés par calcul de la ELA, de l'analyse de blocs erratiques et de minéraux lourds prélevés dans des dépôts glaciaires (Coutterand, 2010). La zone d'étude du projet de thèse est délimitée en rouge.
## 2.4.2 Cadre géographique

Ce projet porte sur les glaciers des Alpes occidentales françaises (Figure 2.10), la zone d'étude s'étend entre l'est Lyonnais et la Maurienne. A l'ouest, la plaine du bas Dauphiné fait partie du piémont des Alpes françaises. Ce piémont comprend des collines atteignant localement 950 m d'altitude (Terres Froides) et des reliefs tabulaires (plateau de Crémieu), séparés par des plaines et des vallées peu profondes. Au nord du piémont on retrouve le massif du Jura. Le piémont est parcouru par le Rhône et est fortement anthropisé, surtout dans sa partie occidentale en périphérie de Lyon. Le piémont laisse place à l'est aux chainons jurassiens et aux massifs subalpins dont la montagne du Chat, les massifs de l'Epine, de Chartreuse, des Bauges et des Bornes-Aravis. Ces massifs atteignent des altitudes comprises entre 1427 m (massif de l'Epine) et 2753 m (massif des Bornes Aravis). Enfin, la partie orientale de la zone d'étude correspond aux Alpes internes et comprend les massifs de Belledonne, de la Vanoise, du Beaufortain et du Mont-Blanc, atteignant des altitudes comprises entre 2977 m (Belledonne) et 4807 m (Mont Blanc). La zone d'étude est parcourue par les vallées de l'Arc, de l'Isère et de l'Arve. Ces vallées traversent les Alpes internes puis atteignent les chainons jurassiens et les massifs subalpins où elles sont caractérisées par un fond plat et une largeur importante (entre 10 et 3 km). En outre, la vallée de Chambéry qui sépare la Chartreuse des Bauges, accueille le lac du Bourget, d'une superficie de 44,5 km², qui est l'un des plus grands lacs de France. Les massifs des Bauges et des Bornes-Aravis sont séparés par le lac d'Annecy d'une superficie de 26,5 km².

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>Figure 2.10 : Carte topographique de la zone d'étude montrant les principaux reliefs, fleuves, rivières et villes.</figcaption></figure>
## 2.5 GÉOLOGIE DU QUATERNAIRE DE LA ZONE D'ÉTUDE

La géologie du Quaternaire dans la zone d'étude est héritée de plusieurs glaciations du Pléistocène. Les traces les plus anciennes de glaciation ont été attribuées à la glaciation du Mindel (475-410 ka) selon des critères morphostratigraphiques (Mandier, 1984). Ces glaciations ont permis depuis le MIS 6, le développement du lobe de piémont du lyonnais (Buen cristiani & Campy, 2011) localisé à l'est de Lyon. Le lobe lyonnais est le fruit de la convergence de glaciers issus des vallées alpines internes (Coutterand, et al., 2009). L'histoire de ces vallées est donc également fortement liée à la dynamique des glaciers des Alpes occidentales françaises.

### 2.5.1 Piémont

Deux complexes morainiques ont été décrit dans les Alpes occidentales françaises et le Jura. Ces complexes forment un ensemble de morphologies morainiques dont le plus externe (CME ; Complexe des moraines externes) est attribué à la glaciation du MIS 6. Le second complexe (CMI ; Complexe des moraines internes) est localisé en position plus interne et correspond aux avancées du dernier cycle glaciaire (Buen cristiani & Campy, 2011). Sur le piémont des Alpes occidentales françaises, le CMI forme un grand complexe morainique laissé par le lobe lyonnais. Ce complexe morainique est étendu sur ~50 km entre son extrémité nord et sud, et sur ~40 km entre son extrémité ouest et la fin du piémont, au pied du Jura et des massifs subalpins.

Le complexe morainique du lobe lyonnais est principalement localisé sur la topographie vallonée du piémont mais occupe également les combes du massif du Jura méridional au nord et des Terres Froides au sud (Figure 2.10). Le CMI est constitué de plusieurs ensembles de crêtes morainiques linéaires à ondulées ou encore de formes irrégulières, empilées de manières concentrique sur plusieurs kilomètres de large. Le CMI est localement entaillé par des écoulements fluviatiles, notamment par le Rhône et par des écoulements fluvioglaciaires (Mandier, 1984).

Dans le piémont, des couloirs ayant accueilli des écoulements fluvioglaciaires sont très bien développés au front et en arrière de l'amphithéâtre morainique du lobe lyonnais (Mandier, 1984; Mandier & Piegay, 1991). Au front de ce complexe, ces écoulements fluvioglaciaires ont formé de grands couloirs hydrologiquement inactifs à l'heure actuelle. Ces couloirs sont des vallées à fond plat, larges de 1 à 6 km et de 15-20 km de longueur, peu encaissées et dont la limite amont est localisée au niveau des moraines. De plus, ces couloirs fluvioglaciaires proglaciaires ont préservé plusieurs terrasses fluviatiles. Ces terrasses sont topographiquement corrélées aux différents ensembles de crêtes morainiques (Mandier, 1984). Des épandages fluvioglaciaires et fluviatiles sont présents en arrière de l'CMI et forment des topographies plates entourant le plateau de Crémieu et le massif des Terres Froides. En outre, de nombreux dépôts deltaïques ou lacustres ont été décris dans le piémont et attribués à des lacs formés entre différentes masses de glaces (Monjuvent, 1988; Kerrien & Monjuvent, 1990).

En arrière du CMI, on retrouve des morphologies morainiques très émoussées, simples ou multiples, discontinues et linéaires sur le plateau de Crémieu où elles sont alignées globalement NE-SO (Monjuvent, 1988). De même dans le Jura du sud et dans les Terres froides, on retrouve des moraines en arrière et à plus basse altitude par rapport à l'amphithéâtre morainique, formant des ensembles de crêtes arquées, bien développées dans les vallées étroites de ces massifs. Dans le Jura sud, les moraines sont latérales ou frontales et parfois associées à des écoulements fluvioglaciaires (Kerrien & Monjuvent, 1990). Dans les Terres Froides, les moraines sont principalement frontales (Steinfatt, 1975; Mandier, 1984).

L'ensemble des dépôts morainiques, fluvioglaciaires et lacustres du piémont ont été étudiés d'un point de vue morphostratigraphique et stratigraphique, permettant de mettre en évidence plusieurs stades de retrait
glaciaire du lobe lyonnais (Mandier, 1984; Mandier, et al., 2003). Plus précisément, les dépôts et
morphologies ont été corrélés entre eux suivant des critères morphologiques (altitude des terrasses),
pétrographiques (proportion des différentes lithologies des éléments d'un dépôt) et pédologiques (état
d'évolution des sols en surface des morphologies). Cinq stades ont été définis (Figure 2.11): Le stade A,
correspond aux terrasses fluvioglaciaires les plus hautes, associées aux moraines les plus externes. Les
stades B et C marquent un léger retrait du glacier avec des moraines bien dessinées en arrière des moraines
du stade A. Les moraines des stades B et C sont associées à l'ouest avec de grandes terrasses fluvioglaciaires,
plus basses que les terrasses du stade A et issues des eaux de fusion s'écoulant perpendiculairement au front
du glacier. Pendant le stade D, le glacier a suffisamment reculé pour être en contrebas des moraines du stade
C. Les terrasses les plus basses au front du complexe morainique sont associées à ce stade. En outre, des
dépôts fluvioglaciaires positionnés en arrière et parallèles au front morainique, ont également été attribués
au stade D. Enfin le stade E est une phase de décrépitude du glacier, laissant des moraines très en retrait par
rapport aux moraines du stade D, localisées au sud-ouest du plateau de Crémieu. Les épandages
fluvioglaciaires au pied du plateau de Crémieu et des massifs des Terres Froides sont associés au stade E.
<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>Figure 2.11: Carte du piémont des Alpes occidentales françaises montrant les stades de retrait du lobe lyonnais (Mandier, et al., 2003).</figcaption></figure>

D'autres stades de retrait glaciaires ont été mis en évidence à partir de l'étude de la lithologique, de la pédologique et de la morphologique de dépôts deltaïques, fluvioglaciaires et morainiques depuis le plateau de Crémieu jusqu'à l'entrée du piémont et dans le Jura sud (Figure 2.12).

Sur le plateau de Crémieu et jusqu'à l'entrée du piémont, six stades glaciaires ont été définis à partir de critères géomorphologiques (David, 1967; David, 1976; Gigout, 1965). Le stade le plus externe (stade de Lancin) est associé à des moraines alignées NW-SE localisées sur la partie sud-est du plateau de Crémieu et à des écoulements fluvioglaciaires perpendiculaires aux moraines (Enay, 1981). Un dépôt lacustre localisé au nord-est du plateau de Crémieu (lac de Malville) est également attribué à ce stade glaciaire (Monjuvent, 1988). Ces dépôts lacustres ont été reconnus sur une profondeur supérieure à 176 m (Nicoud, et al., 1987). Le stade suivant (stade d'Arandon) est marqué par des moraines localisées en arrière du stade de Lancin. Ce stade est associé à des dépôts lacustres et fluvioglaciaires au front des moraines de ce stade. Le stade
suivant (stade de Morestel) a été mis en évidence par des moraines localisées à environ 10 km au sud-est du plateau de Crémieu. Les eaux de fontes sont à l'origine de dépôts lacustres et fluvioglaciaires corrélés à ce stade. Enfin, des systèmes fluvioglaciaires dont l'origine a été attribuée à la fonte de grands systèmes de glace morte localisés principalement à l'entrée du piémont et dans la vallée du Rhône au niveau de Belley, ont été regroupés en trois stades. Ces stades sont marqués par des systèmes fluvioglaciaires (Monjuvent, 1988).

Dans le Jura du sud, les dépôts et morphologies du Quaternaire regroupent des morphologies glaciaires, principalement des moraines frontales, des moraines latérales ainsi que des dépôts et morphologies fluvioglaciaires et lacustres. Ces formations ont été analysées par des approches morphostratigraphiques (Gignoux & Combaz, 1914; Francois, 1928). Deux stades ont premièrement été proposés par Gignoux et Combaz (1914). Des études postérieures ont validé, affiné, complété et proposé au total 9 stades (Viret, 1933; Enay, 1981; Monjuvent, 1988; Kerrien & Monjuvent, 1990). 10 étapes de stationnement glaciaire pendant une dynamique générale de retrait, sont finalement proposées (Charveyron 1, Charveyron 2, Lagnieu, Lancin, Arandon, Morestel, Virieu, Massignieu, Artemare, Chazey). Les 3 premiers stades sont corrélés aux stades B, C et D (Monjuvent, 1988). Une dernière étude a proposé des stades définis à partir de moraines frontales et latérales (Kerrien & Monjuvent, 1990). Ainsi, des moraines localisées entre 800 et 900 m d'altitude sont corrélées au stade A. Des moraines à environ 800 m d'altitude, correspondent aux stades B et C. Ensuite, des moraines à environ 600 m d'altitude ont été attribuées au stade D et enfin les moraines les plus basses du massif du Jura sud à environ 420 m d'altitude, sont associées au stade de Lancin.
<figure><img src="image_17.png" /></figure>

<figure><img src="image_18.png" /></figure>

<figure><img src="image_19.png" /></figure>

<figure><img src="image_20.png" /></figure>

<figure><img src="image_21.png" /></figure>

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

<figure><img src="image_23.png" /></figure>
Figure 2.12 : Représentation des principales étapes de retrait glaciaire du plateau de Crémieu, de la vallée du Rhône et du Jura sud (Monjuvent, 1988).

## 2.5.2 État des connaissances sur la chronologie absolue dans le piémont

D'après la datation radiocarbone de tourbe localisée au-dessus d'un Till, le stade A est plus vieux que 30,41-26,87 cal ka BP et >35 ka BP (Annexe 2) (Evin, et al., 1985). Les terrasses fluvioglaciaires du stade A ont été corrélées morphologiquement et pédologiquement avec une terrasse du Rhône localisée au sud de Montélimar (Mandier, 1984), datée à partir d'industries lithiques Moustérienne, plus anciennes que 45 ka (Combier, 1979). Sur ces arguments, le stade A a donc été corrélé au MIS 4 (Mandier, et al., 2003).

L'âge des stades B et C est incertain et est sujet à deux hypothèses. La première considère que ces stades sont postérieurs à un dépôt lacustre daté sur le plateau de Crémieu (Moras) dont la base a été datée à 33,72-31,21 cal ka BP (Mandier, et al., 2003). La seconde hypothèse suggère que ces deux stades B et C sont plus anciens que l'âge de Moras (Annexe 2). Le dépôt de Moras contient en effet un niveau oxydé entre le till basal et la base des sédiments lacustres. Ce niveau oxydé localisé sous la couche datée par $^{14}$C, est attribué à un hiatus correspondant à l'interstade B et C (Mandier, et al., 2003). Cette dernière hypothèse privilégiée par les auteurs, implique une corrélation des stades B et C au MIS 3 (Mandier, et al., 2003).

L'âge du stade D a été identifié par corrélation avec une terrasse du Rhône à Péage-de-Roussillon datée à 23,56-23,41 cal ka BP (Chapotat, et al., 1980) et à St Maurice l'Exil datée à 23,88-21,69 cal ka BP (David, 1972). Le dépôt lacustre de Moras daté à 33,72-31,21 cal ka BP, correspond à un remplissage précédant l'avancée du stade D (Annexe 2) (Mandier, et al., 2003).

Enfin, le stade E a été daté au nord du plateau de Crémieu (Porcieu-Amblagnieu) par datation d'une terrasse fluviale à 17,43-16,77 cal ka BP (Mandier & Piegay, 1991). Plus en profondeur sous cette terrasse, des dépôts lacustres (paléolac de Malville) associés au stade E ont été datés à 33,15-28,98 cal ka BP (Mandier, 1988). Cet âge a été rejeté car considéré trop vieux et interprété comme remanié (Mandier & Piegay, 1991). Le stade E a été corrélé à des terrasses du Rhône à Péage-de-Roussillon et à Chasse datées respectivement à 18,77-15,56 (Chapotat, et al., 1980) et 18,20-16,95 cal ka BP (Evin, et al., 1975). Enfin, ce stade est également corrélé à une terrasse de l'Isère à Saint-Hilaire-du-Rosier daté par $^{14}$C à 19,00-17,99 cal ka BP (Annexe 2). Ce stade E correspond donc au Tardiglaciaire (Mandier, et al., 2003).

Dans le Jura sud, un âge radiocarbone dans un système lacustre (Cerin) au front des moraines localisées à 600 m d'altitude, indique un âge de ce stade antérieur à 18,35-14,79 cal ka BP (Bossuet, et al., 1996). En outre, ce dépôt lacustre est considéré comme synchrone de rythmites retrouvées dans un réseau karstique du massif (grotte Sous les Sangles). La datation U/Th de spéléothèmes montre que ces rythmites sont antérieures à 14,5 ±2,5 ka (Annexe 2) (Lignier & Desmet, 2002). L'étape d'Arandon est corrélée au stade E et est donc du même âge (Mandier & Piegay, 1991).

Des âges radiocarbone de deux remplissages karstiques donnent 16,30-15,26 cal ka BP au sud du plateau de Crémieu (Bintz & Evin, 2002) et 18,33-16,49 cal ka BP à l'entrée du piémont (Loebell, 1980). En outre, un dépôt lacustre donne 14,04-13,80 cal ka BP au sud des Terres Froides (lac de Paladru). A noter que la base du remplissage lacustre n'a pas été reconnue (Doyen, et al., 2015). Enfin un âge au sommet du dépôt lacustre de Moras indique 13,31-13,16 cal ka BP (Annexe 2) (Doyen, et al., 2015). Ces âges issus de dépôts post-glaciaires indiquent que le piémont est déglacé au Tardiglaciaire.
### 2.5.3 Les zones de transition

#### 2.5.3.1 Massifs subalpins

Dans les Bauges, le passage des glaciers des Alpes occidentales françaises est marqué par la présence de till à éléments polygéniques (Nicoud, 1973) retrouvé jusqu'à des altitudes comprises entre 1260 et 1440 m d'altitude (Revil & Combaz, 1913; Gidon, 1964). Des dépôts argileux localisés dans la principale vallée du massif ont été attribués à un lac glaciaire (Coutterand, 2010) et des terrasses fluvioglaciaires ont été identifiées (Nicoud, 1973; Zamolo, 1980). Des dépôts polygéniques interprétés comme issus d'écoulements fluvioglaciaires ont également été retrouvés dans des cavités karstiques (Jaillet, et al., 2018). Outre les dépôts, des traces d'érosions glaciaires ont été mises en évidence comme des roches moutonnées (Coutterand, 2010; Jaillet, et al., 2018). Ces dépôts et morphologies ont permis d'identifier différents stades de déglaciation dans le massif (Zamolo, 1980).

Pour le massif des Bornes-Aravis, les études sur le Quaternaire sont très peu nombreuses. La seule notable s'est intéressée aux stades de retraits et à la pétrographie des moraines tardiglaciaires du glacier de Borne (Dorthe-Monachon, 1986).

#### 2.5.3.2 Les vallées subalpines

Entre les massifs subalpins, de vastes dépôts lacustres ont été mis en évidence au niveau du Val du Bourget près de Chambéry, de la cluse d'Annecy, de la vallée de l'Isère (entre Grenoble et Albertville) et de l'Arve. Ces dépôts lacustres sont issus de remplissages de surcrovements glaciaires, après le retrait des glaciers des Alpes occidentales françaises (Nicoud, et al., 1987). Dans la vallée de l'Arve, les dépôts lacustres sont reconnus dans les principaux ombilics de la vallée sur 60 à 150 m d'épaisseur (Baconnais, et al., 1981). Les dépôts lacustres de la cluse d'Annecy sont constitués de 100 m d'argiles reposant sur le substratum (Finckh, et al., 1984) et de dépôts deltaïques sableux (Nicoud, et al., 1987). La présence du lac actuel d'Annecy indique que le comblement n'est pas terminé à l'heure actuelle. Au niveau du Val du Bourget, on retrouve des dépôts lacustres et deltaïques sur 200 m d'épaisseur, au-dessus du substratum (Finckh, et al., 1984; Nicoud, et al., 1987). Comme pour le lac d'Annecy, le lac actuel du Bourget montre que le comblement n'est pas complet. Le plus grand remplissage lacustre est localisé au niveau de la vallée de l'Isère, entre Albertville et le sud de Grenoble et est composé de dépôts argileux, silto-argileux et graveleux. L'épaisseur de ces dépôts lacustres peut atteindre 516 m au niveau de Grenoble (Nicoud, et al., 2002).

Outre les dépôts lacustres, les dépôts et morphologies quaternaires du val du Bourget ont été étudiés depuis le 19ème siècle (Falsan & Chantre, 1879; Veyret, 1945; Vivian & Ricq, 1966; Nicoud, 1981; Gidon, 1992; Coutterand, 2010). Le val du Bourget contient des dépôts glaciaires, fluvioglaciaires, palustres et fluviatiles. Du till à éléments polygéniques et des blocs erratiques sont présents jusqu'à environ 1150 m d'altitude. La plaine alluviale est encadrée par des replats surplombant la vallée (banquettes), recouvertes de till. Ces replats sont issus d'une érosion par des écoulements fluvioglaciaires de dépôts glaciaires, glaciolacustres et graveleux, ou correspondent à des terrasses de kame. Des drumlins de plusieurs kilomètres de long, parallèles à l'écoulement de la glace et des figures d'érosion sous-glaciaire affectant le substratum ont été reconnus. De grands cônes de déjections sont également présents, la plupart sont aujourd'hui inactifs.

Dans la vallée de l'Isère, on retrouve des plaquages de till localisés sur les flancs de la vallée. Des moraines latérales mal préservées ont également été identifiées ainsi que des moraines frontales, notamment sur les collines bordant le massif de Belledonne. On peut également observer des replats surplombant le fond de la vallée (banquettes) constitués de faciès fluviaux et lacustres, souvent recouverts de till de fond. Trois surfaces d'érosion glaciaires y ont été également identifiées grâce à des sondages mécaniques. Ces surfaces forment des sillons parallèles à l'axe de la vallée. Des dépôts gravitaires comme des glissements, des
éboulements et des coulées de débris sont également présents sur les versants. L'écroulement du Granier survenu en 1248 est l'un des mouvements gravitaires le plus spectaculaire. Au pied de ces derniers, de grands cônes alluviaux aujourd'hui inactifs recouvrent le remplissage lacustre de la vallée (Fourneaux, 1976).

### 2.5.3.3 Chronologie absolue

Des âges radiocarbone à la base du remplissage lacustre d'Annecy indiquent un début de remplissage à 30,01-29,24 cal ka BP (Manalt, 1998). Dans les bauges, la datation U/Th de concrétions donnant un âge à 65 ka. D'autres datations U/Th de spéléothèmes scellés par les remplissages karstiques fluvioglaciaires, indiquent la présence d'un glacier au MIS 4. Une autre datation d'un spéléothème daté entre 33 et 32 ka, scellé par des dépôts fluvioglaciaires, indique la présence d'un glacier au MIS 2 (Jaillet, et al., 2018). Une occupation humaine localisée dans une grotte sur le versant occidental du massif de la chartreuse (Bintz, 1994), a livré des charbons donnant un âge à 16,91-15,25 ka cal BP (Annexe 2) (Bintz & Evin, 2002).

## 2.5.4 Les vallées des Alpes internes

### 2.5.4.1 Vallée de l'Arve

La vallée de l'Arve montre des alternances de verrous et d'ombilics à fond plat. Les morphologies glaciaires sont principalement des moraines. On retrouve également des dépôts et morphologies issues de processus gravitaires et de cônes alluviaux (Dorthe-Monachon, 1986). A partir principalement de l'analyse de morphologies attribuées à des moraines, différents stades de retrait du glacier de l'Arve ont été mis en évidence. En aval des Houches, trois stades glaciaires ont été proposés et en amont des Houches, dans la vallée de Chamonix, quatre stades ont été décrits (Dorthe-Monachon, 1986). L'étude la plus récente propose 8 stades de stationnement au cours du Tardiglaciaire entre Cluses et Chamonix. Ces stades ont été mis en évidence par une étude morphostratigraphique de morphologies morainiques et de terrasses de kame. En effet, les fronts glaciaires de ces stades étaient localisés dans un environnement lacustre, ne permettant que la préservation de morphologies latérales. L'étude pétrographique du till et des blocs glaciaires a permis en outre de reconstituer les flux glaciaires (Coutterand & Nicoud, 2005).

### 2.5.4.2 Vallée de l'Isère (Tarentaise)

En partie amont de la vallée de l'Isère, les morphologies glaciaires sont principalement érosives et représentées par une succession de verrous et d'ombilics. Les morphologies construites comme des moraines et des terrasses de kame sont localisées à haute altitude et sont probablement héritées de glaciations holocènes. Le reste des dépôts et morphologies quaternaires sont des cônes de déjections (Bravard, 1969).

### 2.5.4.3 Vallée de l'Arc

La vallée de l'Arc est caractérisée par des alternances de verrous et d'ombilics, et présente un fond plat. Les dépôts de till tapissent de manière discontinue l'ensemble du bassin versant de l'Arc (Kilian & Révil, 1917a; Kilian & Révil, 1917b; Hugonin, 1988; Marnezy, 1999). Des moraines tardiglaciaires sont présentes principalement en partie amont de la vallée à Bessans (Hugonin, 1988; Nicoud, et al., 2009) et sur les versants à haute altitude (Barféty, 1980; Debelmas, 1989; Fudral, et al., 1994). Les dépôts les plus remarquables sont localisés en fond de vallées et sont représentés par des dépôts lacustres et deltaïques (Barféty, 1980; Hugonin, 1988; Debelmas, 1989; Fudral, et al., 1994; Marnezy, 1999; Crouzet, et al., 1999). La présence de ces paléolacs a été interprétée comme étant issue d'un barrement de la vallée par des verrous, des glaciers ou par des mouvements gravitaires. En dehors des dépôts et morphologies glaciaires et glaciolacustres, on retrouve beaucoup de morphologies issues de processus gravitaires et alluviaux comme
des écoulements, glissements et cônes alluviaux (Barféty, 1980; Hugonin, 1988; Debelmas, 1989; Fudral, et al., 1994; Marnezy, 1999).

#### 2.5.4.4 Chronologie absolue

Des datations existent dans le bassin versant de l'Arc et concernent principalement des blocs erratiques et glaciaires (Annexe 2). Quatre blocs erratiques ont été datés sur le cordon morainique le plus externe de Bessans. Ces blocs erratiques Bessans 05-01, Bessans 05-02, Bessans 05-03 et Bessans 05-04 ont donné respectivement $11,33 \pm 1,06$ ; $9,80 \pm 0,69$ ; $10,07 \pm 1,01$ et $10,79 \pm 0,79$ ka (Nicoud, et al., 2009). En outre un ensemble de blocs et de polis ont été datés par Couette et Ghienne (in prep.) sur le cordon morainique externe de Bessans et en partie plus amont. Les blocs Ev-14a et Ev-15 localisés sur le cordon morainique externe donnent respectivement $12,44 \pm 0,67$ et $11,72 \pm 0,66$ ka. 2 âges sur le cordon interne de Bessans Ev-13a et Ev-13b indiquent $10,68 \pm 0,56$ et $11,21 \pm 0,59$ ka. En partie amont à Bonneval-sur-Arc, 2 polis (Ev-6 et Ev-8) donnent des âges compris entre $12,86 \pm 0,66$ et $13,41 \pm 0,70$ ka respectivement. Des datations couplées entre blocs erratiques et polis glaciaires ont été réalisées sur les versants de la vallée (Montsapey et Aussois). A Montsapey, un poli et un bloc (MSAP12_P1_01 et MSAP12_B1_06) ont donné respectivement $12,82 \pm 0,64$ et $15,16 \pm 1,85$ ka. A Aussois, un poli et trois blocs erratiques (AUSS12_P1_01, AUSS12_B1_05, AUSS12_B2_06 et AUSS12_B3_07) ont fourni respectivement $11,52 \pm 1,75$ ; $14,31 \pm 0,80$ ; $15,19 \pm 1,10$ et $13,87 \pm 0,88$ ka (Prud'homme, et al., 2020).

Des âges radiocarbones sont également disponibles sur le bassin versant de l'Arc (Annexe 2). Près de St Jean de Maurienne (à Pontamafrey), une coulée de débris a été datée à 12,79-12,68 ka cal BP (Crouzet, et al., 2014). Dans le même secteur, une autre coulée de débris localisée sous un cône alluvial et identifiée par un forage a été datée à 10,51-9,89 ka Cal BP. Un âge dans un dépôt fluviatile sous des dépôts gravitaires et de cône alluvial donne 10,38-9,74 ka Cal BP. Toujours dans le même secteur, un cône alluvial donne 9,00-8,43 ka Cal BP (Crouzet, et al., 1999). Enfin, un dépôt lacustre près de Bessans donne un âge à 10,52-8,33 ka Cal BP (Couture, et al., 1997).

Dans la vallée de l'Arve, les stades glaciaires identifiés par Coutterand et Nicoud (2005) se sont mis en place entre 18 et 15 ka. En effet, un bloc erratique de granite prélevé à 870 m d'altitude à Combloux-Cordon a été daté par âge d'exposition avec un taux de dénudation inférieur ou égal à 10 mm.ka⁻¹. L'âge d'exposition obtenu est de $17,54 \pm 0,50$ ka (Annexe 2). Cet âge a permis une corrélation des stades du glacier de l'Arve avec les stades alpins du Tardiglaciaire (Coutterand & Nicoud, 2005).
# 3 MÉTHODE

## 3.1 NUCLÉIDES COSMOGÉNIQUES

La surface de la terre est constamment bombardée par un rayonnement cosmique capable d'interagir avec les atomes contenus dans les roches des premiers mètres de la croute terrestre, à l'origine d'une production d'isotopes nommés nucléides cosmogoniques (Gosse & Phillips, 2001; Niedermann, 2002; Siame, et al., 2000; Dunai, 2010; Dunai & Lifton, 2014). Ces nucléides sont soit stables ($^3$He et $^{21}$Ne) soit radioactifs ($^{14}$C, $^{36}$Cl, $^{26}$Al et $^{10}$Be). La mesure de la concentration des nucléides dans les minéraux cible tout en connaissant le taux de production de ces isotopes permet de déterminer la durée d'exposition d'une roche au rayonnement cosmique.

### 3.1.1 **Production des nucléides cosmogéniques in situ**

Le rayonnement cosmique est un flux de particules chargées de haute énergie (Figure 3.1). Les particules les plus énergétiques sont issues de supernovæ localisées dans notre galaxie (Gosse & Phillips, 2001), produisant un flux constant (Leya, et al., 2000). Les particules les moins énergétiques proviennent d'éruptions à la surface du soleil (Masarik & Reedy, 1995) A proximité de la Terre, le rayonnement cosmique est constitué principalement de protons (86%), de particules $\alpha$ (12%) et de noyaux lourds (1%). Le reste (environ 1%) est constitué principalement d'électrons (Dunai, 2010).

Lorsque les particules chargées du rayonnement cosmique se rapprochent de la Terre, elles vont interagir avec le champ magnétique terrestre. Plus les particules sont énergétiques et plus elles seront accélérées et

déviées par le champ magnétique, on parle de rigidité magnétique. La rigidité magnétique décroit avec la latitude, autrement dit au niveau des latitudes faibles, seules les particules de haute énergie seront capables de traverser le champ magnétique terrestre. A l'inverse, au niveau des hautes latitudes, toutes les particules dont celles de faible énergie pourront traverser le champ magnétique.

Le rayonnement cosmique est ensuite capable d'interagir avec les atomes formant l'atmosphère. Ces interactions sont des réactions nucléaires en cascade nommées gerbe hadronique où ont lieu des réactions de spallation, de capture neutronique et de réactions muons (Figure 3.1). Les nucléides cosmogéniques atmosphériques sont des noyaux ainsi formés et les particules éjectées forment le flux cosmique secondaire. La gerbe hadronique est à l'origine de nucléides cosmogéniques produits dans l'atmosphère et dans les premiers mètres de la croûte terrestre. Au niveau de la mer, le flux cosmique secondaire est composé principalement de muons (Lal, 1988). Le reste contient des nucléons, avec 98% de neutrons (neutrons de haute énergie, neutrons rapides et neutrons thermiques) et 2% de protons (Masarik & Beer, 1999).

A la surface terrestre, une fraction des particules du flux cosmique secondaire a assez d'énergie pour

<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>Figure 3.1: Schéma récapitulatif des étapes de formation des nucléides cosmogéniques in situ modifié d'après Martin, 2016.</figcaption></figure>
produire des réactions nucléaires avec les atomes constitutifs des minéraux des roches. On nomme nucléides cosmogéniques *in situ*, les atomes produits lors de ces réactions nucléaires. Différents types de réactions ont lieu en fonction de l'énergie de la particule incidente. Les neutrons rapides peuvent également produire des nucléides cosmogéniques *in situ* mais en faible proportion car ils sont rapidement atténués en traversant de la roche. Les muons produisent des nucléides cosmogéniques *in situ* par spallation (Gosse & Phillips, 2001). La contribution des muons à la production de nucléides cosmogéniques *in situ* à la surface terrestre est faible par rapport à celle des neutrons, mais devient majoritaire en profondeur, là où le flux de neutrons est fortement réduit (Braucher, et al., 2003).

L'estimation du temps d'exposition d'une roche au rayonnement cosmique est basée sur la concentration en nucléides cosmogéniques totale ($C_{total}$) accumulée dans les minéraux de la roche. La concentration d'un nucléide cosmogénique est donnée par l'équation suivante (Lal, 1991; Niedermann, 2002) :

$$C_{total}(t,z) = C_{initial}(z) \cdot e^{-\lambda t} + \sum_{i} \frac{P_i(0)e^{-z\rho/\Lambda_i}}{\lambda + \varepsilon\rho/\Lambda_i} \cdot (1 - e^{-\lambda + \rho\varepsilon/\Lambda_i}) \quad (1)$$

$C_{initial}$ correspond à la concentration initiale (at.g⁻¹) lors du début de l'exposition, $t$ est le temps d'exposition (an), $z$ est la profondeur de la roche (cm), $P_i$ est le taux de production des différents mécanismes de production : spallation, capture neutronique et muoniques (at.g⁻¹.an⁻¹), $\Lambda_i$ correspond à la longueur d'atténuation (g.cm⁻²), $\rho$ est la densité de la roche (g.cm⁻³), $\lambda$ est la constante de désintégration radioactive (an⁻¹) et enfin $\varepsilon$ est le taux d'érosion durant l'exposition (cm.an⁻¹).

Pour déterminer le temps d'exposition, il faut connaître le taux de production $P_i$ du nucléide étudié dans la roche. Ce taux de production correspond à la vitesse à laquelle le nucléide cosmogénique s'accumule dans la roche et s'exprime en at.g⁻¹.an⁻¹. Le taux de production dépend de l'intensité du flux de particules cosmiques secondaires, variable en fonction de la latitude. Le taux de production varie également en fonction de l'altitude et de la pression atmosphérique correspondant finalement à l'épaisseur et à la densité de la colonne d'atmosphère traversée par les particules cosmiques (Lal, 1991; Stone, 2000). Plus la couche d'atmosphère traversée est épaisse et plus la pression atmosphérique est élevée, plus la perte d'énergie des particules cosmiques est importante. Le taux de production est aussi dépendant des variations de l'intensité du champ magnétique terrestre au cours du temps.

Pour extrapoler des taux de production locaux issus de lieux de références à tout endroit sur terre, on utilise le facteur d'échelle. Ce facteur est un modèle qui décrit la variabilité du flux cosmique en fonction de l'altitude et de la latitude. En d'autres termes, il s'agit d'une description mathématique de l'influence du champ magnétique terrestre et de l'atmosphère sur la production de nucléide cosmogénique. Le taux de production en nucléides d'un site étudié correspond finalement au produit du facteur d'échelle du site étudié et du taux de production du nucléide au niveau de la mer. Les trois modèles les plus couramment utilisés sont : Un modèle indépendant du temps prenant en compte la latitude et la pression atmosphérique (Lal, 1991; Stone, 2000; Balco, et al., 2008). Deux modèles dépendant du temps dont le « Lm », correspondant au modèle précédent mais considérant les variations du champ magnétique terrestre (Nishiizumi, et al., 1989; Balco, et al., 2008) et le modèle « LSD » (Lifton, et al., 2014).

Le taux de production est également impacté par des facteurs topographiques. En effet, la topographie bloque une partie du rayonnement cosmique bombardant un site, on parle d'écrantage topographique (Dunne, et al., 1999; Niedermann, 2002). Ensuite, la présence de végétation, d'une couverture neigeuse et sédimentaire peut diminuer le flux de particules cosmiques et diminuer le taux de production (Gosse & Phillips, 2001). Enfin, la profondeur de l'échantillon influence également le taux de production. En effet, le taux de production diminue exponentiellement avec la profondeur. Cette variation du taux de production est principalement une fonction de la longueur d'atténuation $\Lambda$. Cette longueur d'atténuation est la quantité de matière que doit traverser une particule pour que son énergie soit réduite d'un facteur $e$.
### 3.1.2 Datation des objets glaciaires par âges d'exposition $^{10}$Be

Dans le cadre de cette thèse, le $^{10}$Be a été utilisé pour la datation des fluctuations glaciaires des glaciers de la zone d'étude depuis le LGM (26,5-19 ka, Clark et al., 2009) jusqu'au Dryas récent. Le $^{10}$Be est un nucléide cosmogénique produit principalement dans le quartz, présent dans une large variété de roches. Ce nucléide est largement utilisé à travers le monde pour dater les fluctuations glaciaires. Le $^{10}$Be est principalement produit dans les roches par spallation à partir d'atomes d'oxygène et dans une moindre mesure à partir d'éléments plus lourds dont le magnésium, l'aluminium, le silicium et le calcium (Masarik, 2002; Kober, et al., 2005). En outre, des captures de muons peuvent former le $^{10}$Be notamment à partir du béryllium (Dunai, 2010). L'atténuation des neutrons en profondeur est à l'origine d'une décroissance exponentielle du taux de production avec la profondeur. La production par les muons décroit plus lentement et devient donc majoritaire par rapport à la spallation en profondeur.

La datation par exposition est une méthode très utilisée pour dater les fluctuations glaciaires (Balco, 2011). Cette méthode a permis d'obtenir des âges directs de moraines précédemment datées de manière relative ou par $^{14}$C sur de la matière organique contenue dans le till (Mackintosh, et al., 2017). Les objets les plus communément échantillonnés pour dater les fluctuations glaciaires sont les blocs erratiques (blocs abandonnés par un glacier qui ne sont pas associés à une moraine) et glaciaires (blocs posés sur une moraine) et les surfaces polies par le passage d'un glacier. Pour dater ces objets, deux postulats sont à respecter : 1. Les blocs et polis datés doivent avoir été soumis à une histoire d'exposition simple, avec une phase d'exposition unique et continue. 2. Les blocs et polis datés ne doivent pas avoir subi de dénudation, ou celle-ci doit être déterminée. Le respect de ces deux postulats est parfois complexe à vérifier, les âges d'exposition sur blocs et polis sont donc à considérer comme des âges apparentes.

### 3.1.3 Principe de la datation des blocs erratiques et glaciaires

La datation par exposition sur blocs erratiques et glaciaires est basée sur le principe que le rayonnement cosmique commence à produire des radionucléides cosmogéniques après le retrait d'un glacier (Figure 3.2A). L'hypothèse principale est que l'accumulation de radionucléides cosmogéniques dans le bassin versant glaciaire et pendant le transport est négligeable comparée à la concentration acquise à la localisation finale du bloc daté.

Les blocs sont issus d'écroulements ou d'éboulements dans le bassin versant d'un glacier s'incorporant dans la glace, ou proviennent de l'arrachement de débris rocheux à la base du glacier. Dans le cas des blocs issus d'un environnement sous-glaciaire, la glace atténue la production de radionucléides dans le substratum rocheux, (Guillon, et al., 2015) et l'écoulement de la glace permet par érosion des premiers mètres du substratum, d'enlever de potentiels radionucléides hérités et de remettre à zéro le géochronomètre. Dans le cas de blocs issus d'écroulements, la majorité des faces sont protégées du rayonnement cosmique grâce à l'épaisseur du bloc lui-même ou grâce à la présence d'un autre bloc. En considérant les vitesses d'écoulement des glaciers actuels (~100 m.an⁻¹) et la longueur des paléoglaciers étudiés (~200 km), la durée de transit peut être de 2000 ans. Sachant qu'un bloc ne voyage que très rarement uniquement en surface d'un glacier, l'accumulation de radionucléides cosmogéniques dans un bloc en transit est donc de quelques milliers d'années. Considérant les échelles de temps étudiées, cette accumulation pendant le transit peut être considérée comme non significative.

Cependant, l'histoire d'un bloc peut être plus complexe et plusieurs paramètres peuvent induire des erreurs dans l'interprétation d'âges d'exposition en surestimant ou sous-estimant l'âge du retrait glaciaire. Les principaux facteurs influençant l'âge d'exposition sont : 1. Une concentration en radionucléide héritée (Héritage) (Brown, et al., 2005; Chevalier, et al., 2005; Applegate, et al., 2007; Barrows, et al., 2007). 2.
Une exposition au rayonnement cosmique incomplète (Putkonen & Swanson, 2003; Briner, et al., 2005; Heyman, et al., 2011; Heyman, et al., 2016).

L'héritage concerne des blocs ayant conservé des radionucléides cosmogéniques produits avant leur dépôt. La concentration héritée a pour résultat de donner un âge d'exposition plus vieux que l'âge réel de l'abandon du bloc (Figure 3.2B). Cette concentration héritée résulte d'une exposition au rayonnement cosmique au niveau de l'affleurement du bassin versant d'où est issu le bloc. Aussi, un remaniement de blocs issus d'une glaciation plus ancienne peut être à l'origine de concentration héritée.

L'exposition incomplète (Figure 3.2C) est la principale source d'erreur dans l'interprétation d'âges d'exposition (Putkonen & Swanson, 2003; Briner, et al., 2005; Heyman, et al., 2011; Heyman, et al., 2016). Ce phénomène se produit lorsqu'un bloc est enfoui dans un sédiment après son dépôt par un glacier, limitant la production de radionucléide à la surface du bloc. Cette production peut avoir lieu uniquement lors de l'exhumation du bloc. Une exposition incomplète peut également provenir de processus gravitaires, notamment des rotations du bloc après son abandon. Ainsi, dans le cas de datations de blocs glaciaires, les échantillons prélevés doivent être localisés sur des blocs positionnés sur les crêtes morainiques, où les probabilités d'enfouissement et de basculement sont plus faibles. Une exposition incomplète peut également être provoquée par une dénudation du bloc. Dans les Alpes, un taux de dénudation de 1 mm/ka issu de l'observation de la surface de blocs datés (Wirsig, et al., 2016b) est couramment utilisé. L'impact d'un tel taux de dénudation peut être considéré comme négligeable pour l'étude de la chronologie des glaciations LGM et tardiglaciaires (Dunai, 2010). La neige est également une source d'exposition incomplète en faisant écran aux rayonnements cosmiques. Par exemple une accumulation neigeuse moyenne d'1 m pendant 6 mois par an, est à l'origine d'une sous-estimation des âges d'exposition d'environ 10% pour des blocs déposés au tardiglaciaire (Prud'homme, et al., 2020).
<figure><img src="image_25.png" /></figure>

Figure 3.2: Schéma récapitulant les principes d'exposition héritée et incomplète. A : cas idéal pour la datation de la déglaciation d'un glacier, ou le bloc est complètement protégé des rayonnements cosmiques puis exposé de manière continue après la déglaciation. B : Blocs exposés aux rayonnements cosmiques avant la glaciation et donnant un âge d'exposition plus vieux que l'âge réel de la déglaciation. C : Blocs enfouis dans une moraine soumise à une exposition incomplète puis exhumés, donnant un âge d'exposition plus jeune que l'âge réel de la déglaciation (Heyman, et al., 2011).

### 3.1.4 Principe de la datation des polis glaciaires

Les polis glaciaires sont des surfaces érodées par le passage d'un glacier et pouvant être datées par radionucléides cosmogéniques (Goehring, et al., 2011; Wirsig, et al., 2016; Young, et al., 2018). La datation de polis glaciaires permet d'obtenir une chronologie glaciaire et de compléter des datations effectuées par âges d'exposition sur blocs erratiques et glaciaires. Pour la datation par exposition d'un poli, on considère qu'avant d'être exposé aux rayonnements cosmiques, le poli a été érodé sur une profondeur suffisante pour qu'il soit dépourvu en radionucléide cosmogénique (remise à zéro du géochronomètre). Une dénudation de 2-3 m, correspondant à la profondeur d'atténuation du rayonnement cosmique et permettant de supprimer la majorité des nucléides cosmogéniques produit avant un recouvrement par un glacier est le minimum nécessaire pour satisfaire cette hypothèse (Nishiizumi, et al., 1989). Des taux de dénudation sous-glaciaire de 0,1 mm.an⁻¹ et 1 mm.an⁻¹, sur des périodes de 30-40 ka et 3-4 ka respectivement, sont nécessaires pour écarter le risque d'une concentration en radionucléides cosmogéniques héritées (Hallet, et al., 1996; Delmas, 2009; Koppes & Montgomery, 2009; Koppes, et al., 2015). Actuellement, les taux d'érosion sous-glaciaire varient entre 0,1 et 10 mm.an⁻¹ (Koppes & Montgomery, 2009; Koppes, et al., 2015).

Cependant, l'histoire de l'exposition d'un poli peut être plus complexe, avec plusieurs périodes d'exposition entrecoupées de périodes de recouvrement provoquant une exposition incomplète. En outre, un poli peut contenir une concentration en radionucléide cosmogénique héritée lié à une dénudation insuffisante. Le processus d'exposition incomplète par plaquage de till pouvant persister plusieurs milliers d'années et le
phénomène d'héritage doivent être pris en compte lors de datations par exposition de polis glaciaires (Putkonen & Swanson, 2003; Putkonen & O'Neal, 2006; Putkonen, et al., 2008; Heyman, et al., 2011; Balco, 2011; Prud'homme, et al., 2020).

Une exposition incomplète d'un poli peut être causée par la présence de plaquages de sédiments suffisamment denses et épais pour atténuer le flux de particules cosmiques et limiter la production de radionucléides cosmogéniques, ces plaquages sont souvent du till. La présence de blocs erratiques posés sur un poli peut être un indice de la présence d'un till lessivé au cours du temps, ne laissant que les plus gros éléments. Eviter d'échantillonner un poli couvert d'un champ de blocs erratiques limite donc le risque d'une exposition incomplète de ce poli.

Le risque d'un héritage peut être important dans le cas où l'efficacité de l'érosion sous-glaciaire est limitée. Cette inefficacité de l'érosion est liée soit à une durée d'englacement faible, soit à une faible épaisseur du glacier limitant la contrainte de cisaillement et donc l'érosion sous-glaciaire, ou encore lorsque la vitesse d'écoulement du glacier est faible (Delmas, 2009). En effet, des polis glaciaires ayant une concentration en radionucléides cosmogéniques héritées ont été trouvés principalement dans un contexte de paléoglaciers de plateau ayant peu érodés leur substratum (Briner & Swanson, 1998; Bierman, et al., 1999; Davis, et al., 1999; Fabel, et al., 2002; Stroeven, et al., 2002a; Stroeven, et al., 2002b; Marquette, et al., 2004; Sugden, et al., 2005; Staiger, et al., 2005; Briner, et al., 2006) (Briner, et al., 2008; Delmas, 2009; Crest, et al., 2017).

### 3.1.5 Utilisation du $^{10}$Be

Le $^{10}$Be a une demi-vie longue de 1,39 Ma (Chmeleff, et al., 2010; Korschinek, et al., 2010) ce qui permet de l'utiliser pour la datation de fluctuations glaciaires du Quaternaire (Dunai, 2010). Pour un échantillon localisé en surface et en supposant un taux d'érosion et un héritage nul, l'équation (1) peut être simplifiée :

$$C_{\text{total}}(T_{\text{exp}}, 0) = \sum_{i} P_{i}(0) \cdot T_{\text{exp}} \quad (2)$$

Avec $T_{\text{exp}}$ le temps d'exposition (an), $P_i$ le taux de production par spallation, capture neutronique et muonique (at.g$^{-1}$.an$^{-1}$).

Le temps d'exposition $T_{\text{exp}}$ peut alors être exprimé à partir de l'équation (2):

$$T_{\text{exp}} = \frac{c_{\text{total}}(T_{\text{exp}}, 0)}{\sum_{i} P_{i}(0)} \quad (3)$$

### 3.1.6 Procédure analytique

Afin de déterminer la concentration en $^{10}$Be, le radionucléide doit être isolé dans le but d'une mesure par spectrométrie de masse. Le $^{10}$Be est isolé du quartz, qui doit être séparé des autres minéraux constitutifs des roches échantillonnées par broyage, puis par des traitements physiques, puis chimiques. Le $^{10}$Be est isolé par dissolution du quartz puis par une succession de traitements chimiques.

#### 3.1.6.1 Séparation du quartz

Après la récolte des échantillons, la roche est broyée plusieurs fois dans un broyeur à mâchoires dont l'espacement peut être réduit pour diminuer la taille des morceaux de roches au fur et à mesure des broyages successifs (Figure 3.3). Après chaque broyage, l'échantillon est tamisé pour récupérer trois granulométries dont une fraction inférieure à 250 µm, une fraction entre 250 et 500 µm et enfin une fraction supérieure à 500 µm. La fraction supérieure à 500 µm est conservée pour pallier à un potentiel manque de quartz après les étapes suivantes. La fraction entre 250 et 500 µm est la fraction sur laquelle les étapes suivantes seront
réalisées. Cette granulométrie permet une efficacité optimale des étapes de traitement chimique, notamment grâce à une surface spécifique des grains importante et une masse limitée des échantillons. Cette granulométrie permet de limiter la présence de grains contenant plusieurs minéraux et les pertes de matière sous forme de poussières lors des étapes de rinçage.

L'échantillon est ensuite passé dans un séparateur magnétique Frantz, permettant de séparer les minéraux paramagnétiques des minéraux diamagnétiques dont fait partie le quartz (Figure 3.3). Les grains sont soumis à un champ magnétique produit par le Frantz et sont séparés grâce à l'action des forces magnétiques et gravitationnelles. Plusieurs passages sont réalisés avec des intensités de plus en plus élevées jusqu'à 1,5 A. A l'issue de ce traitement, on obtient une fraction paramagnétique et diamagnétique. La fraction diamagnétique riche en quartz est conservée pour les étapes suivantes.

L'échantillon est ensuite soumis à un mélange d'acides permettant de dissoudre les minéraux autres que le quartz (Figure 3.3). Ce mélange contient 2/3 d'acide hexafluorosilicique ($H_2SiF_6$) et 1/3 d'acide chloridrique (HCl). L'acide chlorhydrique permet de dissoudre les carbonates, les oxydes et hydroxydes métalliques. L'acide hexafluorosilicique est en équilibre avec la silice, permettant de dissoudre les minéraux autres que le quartz. La réaction est optimisée en plaçant les échantillons sous agitation entre 24 et 48h. Ce processus est répété plusieurs fois jusqu'à ce qu'il ne reste plus que du quartz dans l'échantillon.

La surface des grains de quartz de l'échantillon est ensuite enlevée pour éviter les contaminations en $^{10}$Be atmosphérique (Figure 3.3). En effet, du $^{10}$Be atmosphérique est produit par spallation avec l'azote et l'oxygène atmosphérique, puis passe en solution lors des précipitations. Sous cette forme dissoute, le $^{10}$Be peut être adsorbé à la surface des roches en surface et notamment en surface des grains de quartz (Gosse & Phillips, 2001). Ces contaminations en $^{10}$Be atmosphérique peuvent fausser la mesure de la concentration de ce radionucléide produit *in situ* dans l'échantillon. Les grains de quartz sont donc mis en contact avec de l'acide fluorhydrique (HF) concentré, permettant de dissoudre environ 10% de leur masse (Brown, et al.,
1991; kohl & Nishiizumi, 1992). Cette étape est répétée trois fois pour assurer une bonne purification de l'échantillon et éviter toutes contaminations. Ces attaques acides permettent en outre de dissoudre les potentiels grains d'autres minéraux, notamment le feldspath présent dans l'échantillon. Une inspection à la loupe binoculaire permet ensuite de vérifier que l'échantillon contient uniquement des grains de quartz. S'il reste des grains d'autres minéraux, une autre attaque à l'HF dilué peut être réalisée pour les dissoudre. L'échantillon est ensuite rincé jusqu'à pH neutre puis séché. Les grains de quartz sont alors prêts pour isoler le $^{10}$Be.

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Figure 3.3: Récapitulatif des étapes physiques (broyage et séparation magnétique) et chimiques (attaques acides et suppression du $^{10}$Be atmosphérique) permettant d'isoler et de purifier le quartz d'un échantillon de roche, modifié d'après Protin (2019).</figcaption></figure>

### 3.1.6.2 Séparation du $^{10}$Be

Les grains de quartz vont subir plusieurs étapes de traitements chimiques aboutissant à la mesure du rapport $^{10}$Be/$^{9}$Be par spectrométrie de masse.

Environ vingt grammes de quartz sont nécessaires pour isoler une quantité mesurable de $^{10}$Be. Une quantité précise de $^{9}$Be dissous dans une solution d'acide concentré est ajoutée au quartz, c'est le « spike ». Deux spikes ont été utilisés, le spike « Scharlau beryllium standard solution » avec une concentration de 998 ppm et le spike LN2C à 3025 ppm. Le premier spike a été utilisé pour des échantillons prélevés avant 2020 et le second a été utilisé pour les échantillons prélevés en 2020. Le quartz contient une très faible quantité de Be (entre $10^3$ et $10^6$ atomes par gramme de quartz), l'ajout de $^{9}$Be est une étape primordiale car elle permet d'avoir une quantité de matière assez importante pour être manipulée lors des extractions chimiques. De plus, le $^{9}$Be est supposé absent dans le quartz, cet isotope est donc ajouté dans une quantité précise pour mesurer un rapport isotopique. L'ajout de spike permet également d'avoir un nombre d'atomes suffisant pour être au-dessus du seuil de détection du spectromètre de masse. De plus, cet appareillage est capable de mesurer le $^{10}$Be uniquement à partir d'un rapport isotopique. En plus des échantillons,
un blanc chimique contenant uniquement du ⁹Be est réalisé. Le blanc subit le même protocole que les autres échantillons. La mesure du blanc permet de quantifier les possibles pollutions survenues pendant les traitements. Ces pollutions peuvent être liées à la présence de ¹⁰Be atmosphérique dans la pièce où les manipulations ont lieu, ou amenées par les réactifs utilisés.

Le quartz est ensuite totalement dissous dans une solution d'HF concentrée (Figure 3.4). La solution obtenue est évaporée jusqu'à l'obtention d'un résidu sec, puis ce dernier contenant le ¹⁰Be est dissous dans une solution d'HCl. Le pH de cette solution est amené à 9 par ajout d'ammoniaque (NH₄OH), ce qui permet de faire précipiter le Be sous forme d'hydroxyde (Be(OH)₂) et d'éliminer les éléments solubles en milieu basique comme le fer et le titane. Le précipité de Be(OH)₂ est remis en solution en milieu acide et passé à travers des résines échangeuses d'ions (Figure 3.4). Ces résines portent des échangeurs d'ions qui sont des macromolécules insolubles contenant des groupements ionisables pouvant fixer de manière réversible des ions contenus dans une solution. Ces ions peuvent être relargués par élution (mise en solution d'un composé adsorbé), où ils sont remplacés par des ions de même charge provenant d'une autre solution. La vitesse d'élution pour différents éléments est variable. L'élution d'un élément peut donc être calibrée et les éléments peuvent être séparés les uns des autres. La première colonne échangeuse d'ions utilisée contient la résine Dowex 1x8 permettant l'élimination du fer et du manganèse. L'échantillon est ensuite évaporé et précipité en milieu basique puis passé dans la seconde colonne échangeuse d'ions. Cette seconde colonne contient la résine Dowex 50x8 et permet de séparer le bore, l'aluminium et le béryllium. La fraction contenant le ¹⁰Be est évaporée, précipitée puis dissoute dans de l'acide nitrique (HNO₃) permettant l'oxydation du Be. Cette solution est ensuite chauffée dans des creusets à 700°C pour déshydrater la solution et recueillir de l'oxyde de Be (BeO) (Figure 3.4).

L'oxyde obtenu est ensuite broyé et mélangé à une poudre conductrice de niobium puis inséré dans une cathode de cuivre. La cathode est la cible utilisée pour la mesure par spectrométrie de masse.

<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Figure 3.4: Récapitulatif des étapes permettant l'isolation du ¹⁰Be et de mesurer le rapport ¹⁰Be/²Be par spectrométrie de masse par accélérateur à partir de grains de quartz purifiés (Protin, 2019). Crédit photographie spectromètre : Laboratoire National des Nucléides Cosmogéniques du CEREGE.</figcaption></figure>
### 3.1.6.3 Mesure par spectrométrie de masse par accélérateur

Le rapport $^{10}\text{Be}/^{9}\text{Be}$ a été mesuré avec l'accélérateur pour les Sciences de la Terre, Environnement, Risques (ASTER) localisé au CEREGE à Aix en Provence (Figure 3.5). L'accélérateur permet de compter le nombre d'atomes dans la cible en fonction de la masse et du numéro atomique. Les différents éléments sont séparés pendant leur trajet dans l'accélérateur en fonction de leur masse et numéro atomique. Les atomes de $^{10}\text{Be}$ sont détectés dans une chambre de détection où ils sont comptés. Le flux de $^{9}\text{Be}$ est mesuré avec une cage de Faraday (cuillère de Faraday) permettant de retrouver le rapport $^{10}\text{Be}/^{9}\text{Be}$.

L'échantillon est placé dans une source à pulvérisation ionique, où il est bombardé par des ions césium formant des anions $\text{BeO}^-$. Les anions de $\text{BeO}^-$ forment un faisceau et passent dans un aimant (aimant d'injection) où les éléments sont triés en fonction de leur masse. Le faisceau est ensuite dirigé dans l'accélérateur où les anions sont accélérés avant de passer à travers le « stripper » où des électrons du $\text{BeO}^-$ sont arrachés formant du $\text{Be}^{2+}$. Après l'accélérateur, les cations $\text{Be}^{2+}$ passent dans un aimant d'analyse et sont soumis à un champ magnétique. En fonction de leur nombre de masse, les éléments sont plus ou moins déviés, ainsi, les ions $^{9}\text{Be}^{2+}$ seront plus déviés que les ions $^{10}\text{Be}^{2+}$. Les ions $^{9}\text{Be}^{2+}$ sont reçus dans une cuillère de Faraday où la quantité de $^{9}\text{Be}$ est calculée à partir de la mesure du courant électrique. Les autres ions traversent une feuille de nitrure de silicium ($\text{Si}_3\text{N}_4$) où leur énergie va être dissipée de manière proportionnelle à leur numéro atomique, permettant de séparer et de compter le nombre d'atomes de $^{10}\text{Be}$ et le $^{10}\text{B}$ (de même masse que le $^{10}\text{Be}$). En sachant le nombre d'atomes de $^{9}\text{Be}$ introduit par le spike corrigé du blanc chimique, le rapport $^{10}\text{Be}/^{9}\text{Be}$ estimé permet de retrouver le nombre d'atomes de $^{10}\text{Be}$ dans l'échantillon. Finalement, la concentration en $^{10}\text{Be}$ peut être retrouvée simplement en divisant le nombre d'atomes de $^{10}\text{Be}$ par la masse de quartz dissoute.

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Figure 3.5: Dessin technique du spectromètre de masse par accélérateur ASTER. Le trajet de différents éléments est figuré part les traits bleu clair pour le $^{9}\text{Be}$, bleu foncé pour le $^{10}\text{B}$ et rouges pour le $^{10}\text{Be}$ (Laboratoire Nationale des Nucléides Cosmogéniques).</figcaption></figure>
### 3.1.7 Choix des âges d'exposition sur blocs erratiques et glaciaires

Pour ce projet de thèse, le choix a été fait d'échantillonner et de dater des blocs erratiques et glaciaires. Avant notre étude, les blocs erratiques et glaciaires présents dans le piémont et dans la zone des massifs subalpins n'ont pas été datés. En revanche, des datations ¹⁰Be sur des objets morphologiques précis ou pour des raisons méthodologiques ont été réalisées dans la vallée de l'Arve et de l'Arc (Nicoud, et al., 2009; Prud'homme, et al., 2020). Les blocs erratiques et glaciaires présents dans la zone d'étude sont donc une opportunité d'obtenir une chronologie absolue des fluctuations des glaciers des Alpes occidentales françaises.

En dehors des zones internes de la zone d'étude, les lithologies du substratum sont principalement représentées par des carbonates mésozoïques et des dépôts cénozoïques graveleux ou molassiques localement consolidés. Ces roches ne sont pas de bons candidats pour des datations par âge d'exposition de polis à cause de la dissolution des carbonates et de l'érosion des sédiments cénozoïques principalement peu compétant. Dans la zone de piémont et des massifs subalpins, les blocs erratiques sont mieux adaptés à la datation des fluctuations des glaciers des Alpes occidentales françaises. En zone plus interne, dans la vallée de l'Arc, les lithologies sont beaucoup plus propices à la préservation des polis glaciaires. Cette zone a déjà été prospectée et des polis ont déjà été échantillonnés et datés (Prud'homme, et al., 2020). La vallée de l'Arc est également riche en blocs erratiques et glaciaires d'où le choix de se porter sur l'échantillonnage de ces objets. Les polis et les blocs peuvent être soumis à des processus d'exposition différents, ainsi une analyse uniquement portée sur des blocs permet de dater des objets comparables en termes d'histoire d'exposition.

### 3.1.8 Précautions et stratégies lors de l'échantillonnage

Les blocs erratiques et glaciaires composés de roches riches en quartz ont été échantillonnés afin d'obtenir une quantité de matière suffisante pour les datations par exposition. Sur le terrain, les blocs les plus grands ont été choisis pour se prémunir de tout déplacements, notamment anthropiques. Les blocs échantillonnés dépassent de plus de 50 cm du sol, et les échantillons proviennent du sommet des blocs afin de minimiser les risques de recouvrement par un sédiment ou par la neige. Les blocs glaciaires échantillonnés sont localisés préférentiellement au sommet des crêtes morainiques et les blocs erratiques sur une topographie plate afin de limiter une exposition incomplète liée à des processus gravitaires. Les blocs fracturés n'ont pas été échantillonnés pour éviter d'échantillonner une surface rajeunie, tout comme les blocs montrant une forte altération de leur surface, ne permettant pas de respecter l'hypothèse d'une érosion nulle.

Les blocs ont été échantillonnés avec un marteau et un burin ou avec une scie circulaire dotée d'un disque diamant, dans le but d'obtenir des éclats mesurant environ 4 cm d'épaisseur. Le masque topographique a été mesuré avec un clinomètre et un compas.

### 3.1.9 Calcul des âges

Les âges d'exposition ont été calculés avec le calculateur en ligne CREp (crep.crpg.cnrs-nancy.fr; Martin, et al., 2016). Le calcul a été réalisé en utilisant le scaling scheme LSD (Lifton, et al., 2014), les analyses d'observations météorologiques ERA-40 (Uppala, et al., 2005), les enregistrements géomagnétiques de Lifton 2016 VDM (Laj, et al., 2004; Lifton, 2016; Pavon-Carrasco, et al., 2014; Zielgler, et al., 2011) et enfin le taux de production calibré de Claude et al (2014) (Claude, et al., 2014). Ces paramètres ont été corrigés pour l'épaisseur de l'échantillon et la densité de l'échantillon. Le taux de production a été déterminé en tenant compte de l'altitude de l'échantillon, la latitude, la longitude et le masque topographique. Les âges d'exposition ont été calculés avec un taux de dénudation nul, les âges obtenus correspondent donc à des valeurs minimales. Aucune correction pour l'effet de la neige n'a été appliquée.
## 3.2 DATATION PAR LUMINESCENCE OPTIQUEMENT STIMULÉE (OSL)

### 3.2.1 Principe de la méthode

La datation par luminescence optiquement stimulée (OSL pour Optically Stimulated Luminescence) est basée sur le fait que la structure cristalline de certains minéraux peut être impactée par des radiations ionisantes lorsqu'ils sont protégés de la lumière/chaleur (Aitken, 1985; Wintle, 1997; Aitken, 1998; Duller, 2004; Vandenberghe, 2004). Les radiations α, β et γ sont produites à partir de la désintégration de radionucléides, notamment le $^{235}$U, $^{238}$U, $^{232}$Th, $^{40}$K ou encore dans une moindre mesure le $^{85}$Rb, présents dans le minéral daté, ou présents dans des minéraux environnants. Les radiations sont plus rarement issues de particules du rayonnement cosmique (Aitken, 1985).

<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>Figure 3.6: Exemple d'un échantillon de quartz à gauche montrant une luminescence induite par chauffage à droite et révélé grâce à un papier photographique (Hashimoto, et al., 1986).</figcaption></figure>

Un cristal peut présenter des défauts qui sont des interruptions dans la répétition régulière dans l'espace des ions, atomes ou encore molécules constituant un cristal. Ils se forment lors de la cristallisation où suite à une exposition à des rayons ionisants. Lorsque le cristal est soumis à des rayonnements ionisants, un couple électron-vacance électronique apparaît au niveau des défauts du réseau cristallin. Lorsque les électrons sont soumis à de la lumière solaire ou à de la chaleur, ils atteignent un niveau d'énergie

supérieur (bande de conduction). Une fois la bande de conduction atteinte, l'électron est capable de se recombiner avec une vacance électronique. Lors de cette recombinaison, l'électron peut passer sur un niveau d'énergie inférieur (bande de valence). La dissipation de l'énergie a lieu sous forme d'une émission d'un photon, à l'origine d'une luminescence (Figure 3.6). La population d'électrons stockés dans les défauts cristallins augmente lorsque le temps d'exposition aux rayons ionisants augmente. Ainsi, l'intensité de la luminescence est une fonction de la durée d'exposition aux rayonnements ionisants.

Les minéraux utilisés sont le quartz et les feldspaths potassiques que l'on trouve très largement dans les dépôts sédimentaires du Quaternaire. Les électrons peuvent être stockés lorsque les grains sont enfouis dans un dépôt sédimentaire, protégés de la lumière et soumis aux rayonnements ionisants provenant de la radioactivité ambiante. Lors d'un transport sédimentaire et si les grains sont exposés à la lumière solaire, le géochronomètre sera remis à zéro, c'est le blanchiment. La datation par luminescence donne donc une estimation du temps écoulé depuis la dernière période d'enfouissement et donne un âge de dépôt (Figure 3.7).

En échantillonnant un sédiment, il est possible de mesurer en laboratoire le signal des grains par stimulation (Huntley, et al., 1985). Cette stimulation se fait par exposition à une lumière dont la longueur d'onde est dépendante du minéral analysé. Pour le quartz, la stimulation est effectuée avec des longueurs d'onde courtes (UV, bleu, vert) et avec des longueurs d'onde longues (IR, 800-950 nm) pour les feldspaths (Botter-Jensen, et al., 1994). Dans le cas de la stimulation par infrarouge, on parle de IRSL (Infrared Stimulated Luminescence). Le signal mesuré est fonction du temps d'enfouissement et correspond à des émissions de photons issus d'électrons localisés dans des défauts cristallins formant des pièges plus ou moins longs à vider (Bailey, et al., 1997; Lian & Robert, 2006). L'âge du sédiment est déterminé par l'équation suivante :
$$Age \ OSL = \frac{P}{D_r}$$

Avec P la paléodose (grays Gy ou J.kg⁻¹), correspondant à la dose (énergie issue d'un rayonnement ionisant stockée par unité de masse) absorbée par l'échantillon depuis son enfouissement. Elle est déterminée en laboratoire par l'intermédiaire de la dose équivalente Dₑ (grays Gy ou J.kg⁻¹) qui est la dose artificielle nécessaire pour obtenir une luminescence similaire au signal luminescent naturel de l'échantillon. Dᵣ est la dose environnementale (Gy.an⁻¹), correspondant aux rayonnements reçus par l'échantillon par an.

Il existe plusieurs cas où la paléodose ne correspond pas au signal luminescent : 1. Dans le cas où le blanchiment du grain n'est pas complet, car une partie de la luminescence mesurée contient une part d'un signal acquit lors d'un enfouissement précédent. Dans ce cas-là, la dose équivalente est supérieure à la paléodose, induisant un âge OSL surestimé. 2. Il existe un seuil de saturation lorsque tous les défauts de la maille cristalline ont accumulé des charges électroniques. Les électrons ne sont donc plus capturés même si le cristal continue à être irradié, la paléodose est donc sous-estimée tout comme l'âge par luminescence. 3. Des électrons peuvent être émis spontanément sans exposition à la lumière solaire. Ce phénomène est le « fading », affectant les feldspaths (Wintle, 1973) et abouti à une diminution rapide du signal luminescent lors du stockage en laboratoire ou dans le dépôt sédimentaire et ainsi à une sous-estimation de l'âge par luminescence (Huntley & Lamothe, 2001). Ce « fading » du feldspath est lié à un effet tunnel (Wintle, 1973; Visoekas, 1985), permettant aux électrons de se recombiner avec une vacance électronique sans apport d'énergie.

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Figure 3.7: Principe de la datation par luminescence (Mellett, 2014). A : Acquisition du signal du grain au cours du temps pendant son exposition aux rayonnements ionisants. B : Lors de l'érosion du dépôt et du transport du grain, ce dernier est exposé à la lumière solaire ce qui permet d'émettre l'énergie accumulée précédemment par luminescence et une remise à zéro du géochronomètre. C : Acquisition d'un nouveau signal. D : Remise à zéro du signal. E : Nouvelle acquisition d'un signal au cours du temps. F : Echantillonnage du grain sans exposition à la lumière et mesure de la luminescence et de la dose de radiation à laquelle il a été exposé, permettant de déterminer le temps depuis la dernière exposition à la lumière solaire.</figcaption></figure>
### 3.2.2 Différences entre quartz et feldspath

Lorsque le quartz et le feldspath sont exposés à la lumière, le signal luminescent est émis sur une courte période de temps de l'ordre de la seconde à la dizaine de secondes. Cependant des différences existent entre le quartz et le feldspath. En effet, le quartz est blanchi plus facilement et plus rapidement que le feldspath lorsqu'il est exposé à la lumière naturelle (Godfrey-Smith, et al., 1988). Ainsi, le quartz est préférentiellement utilisé pour des datations par luminescence de dépôts issus d'environnements pouvant induire un blanchiment incomplet (Wallinga, et al., 2001; Jain, et al., 2004). Il a été montré que pour un grain de quartz érodé de sa roche mère récemment, le signal luminescent est très faible et difficile à mesurer (Sawakuchi, et al., 2011). De plus des observations ont montré que des quartz issus de granites ou de veines hydrothermales, génèrent des signaux luminescents faibles (Preusser, et al., 2006). A l'inverse, des quartz issus de remaniement, par exemple issus de grès, produisent une luminescence plus importante. Dans les environnements glaciaires, le quartz montre souvent une luminescence faible liée à une histoire sédimentaire récente, ne permettant pas d'obtenir des âges par luminescence fiable (Preusser, et al., 2006; Lukas, et al., 2007; Fuchs & Owen, 2008). Dans ces environnements, la datation par luminescence sur feldspath est donc recommandée, car le feldspath produit un signal luminescent fort. Cependant, le feldspath est vulnérable au « fading » pouvant amener à une sous-estimation des âges par luminescence. Enfin, la saturation arrive plus rapidement pour le quartz que pour le feldspath. Ainsi, le feldspath permet de dater des enfouissements plus vieux (Buylaert, et al., 2012).

### 3.2.3 Méthode d'échantillonnage

Les échantillons sont prélevés sur des affleurements ou par carottage dans des bancs sableux homogènes de 30-40 cm d'épaisseur. L'échantillon doit être localisé le plus loin possible de sédiments grossiers pouvant compliquer le calcul de la dose environnementale. L'échantillon ne doit pas être prélevé dans une couche ayant été affectée par de la bioturbation ou une activité pédologique pouvant générer un blanchiment *in situ* et des variations de la dose environnementale au cours du temps.

### 3.2.4 Détermination de la dose environnementale

#### 3.2.4.1 Dose environnementale issue des radionucléides

La dose environnementale est issue de la désintégration d'éléments radioactifs soit à l'intérieur des minéraux (dose interne) soit dans le sédiment (dose externe). En laboratoire, il peut être mesuré par deux méthodes ;
1. En déterminant la concentration en éléments radioactifs par ICP-MS dans l'échantillon puis en calculant la dose environnementale.
2. Par mesure directe dans l'échantillon en comptant les émissions de particules α, β et γ. Ces deux méthodes considèrent que la dose environnementale a été inchangée pendant toute la période d'enfouissement. Les particules α peuvent être comptées avec un compteur alpha (TSAC pour Thick Source Alpha Counter) ou par spectrométrie alpha. Les particules β peuvent être comptées avec un compteur de type Geiger-Müller. Enfin les particules γ sont comptées par analyse de l'activation de neutrons instrumentaux (INAA pour Instrumental Neutron Activation Analysis) qui consiste à irradier l'échantillon avec des neutrons puis à mesurer le taux d'émission des particules γ. Ce taux d'émission est proportionnel à la concentration en particules γ (Hossain, 2003).

Le contenu moyen en eau de l'échantillon pendant la durée d'enfouissement doit être déterminé. En effet, l'eau absorbe une partie des radiations et peut influencer la dose environnementale et donc l'âge par luminescence. Des corrections doivent donc être considérées pour le calcul de la dose environnementale (Aitken, 1998). Une variation de 10% du contenu en eau d'un sédiment peut modifier dans des proportions similaires l'âge par luminescence (Cordier, 2010). Une estimation de la teneur en eau actuelle peut être utilisée et a l'avantage d'être facilement déterminable par une simple différence entre la masse de l'échantillon non séché et la masse de l'échantillon sec. Cependant la teneur en eau actuelle n'est pas nécessairement représentative de la teneur en eau moyenne pendant toute la durée d'enfouissement, surtout pour des dépôts vieux de plusieurs milliers d'années.
### 3.2.4.2 Dose environnementale issue du rayonnement cosmique

La dose reçue issue du rayonnement cosmique est généralement faible par rapport à la dose produite par la désintégration de radionucléides. Néanmoins, dans le cas où la dose reçue par les radionucléides est faible ou pour des sites localisés en altitude, la dose générée par le rayonnement cosmique peut devenir significative. Les échantillons sont généralement prélevés à plus d'1 m de profondeur pour limiter la dose issue du rayonnement cosmique. Cette dose cosmique peut être calculée à partir d'équations en connaissant la longitude, la latitude, l'altitude et la profondeur de l'échantillon (Prescott & Hutton, 1994).

### 3.2.4.3 Détermination de la dose équivalente ($D_e$)

Déterminer la dose équivalente $D_e$ est l'étape prenant le plus de temps pour la datation par luminescence. La dose équivalente est la quantité de radiations produites en laboratoire, équivalente à celle reçue pendant la période d'enfouissement par le quartz et/ou le feldspath de l'échantillon. La dose équivalente est calculée en soumettant l'échantillon à des doses artificielles variables et en récoltant les signaux luminescents. Finalement, la $D_e$ correspond à la dose artificielle produisant une luminescente similaire à la luminescence naturelle issue de l'accumulation de charges pendant l'enfouissement. Dans cette étape, le quartz et les feldspaths alcalins sont séparés de l'échantillon, la $D_e$ est mesurée puis des traitements statistiques sont appliqués.

### 3.2.4.4 Extraction du quartz et du feldspath

L'échantillon est premièrement tamisé pour isoler une fraction de 100-250 µm, puis la matière organique et les carbonates sont supprimés chimiquement. Le quartz et le feldspath sont séparés physiquement des minéraux lourds grâce à des méthodes physiques, notamment avec des liqueurs denses. L'ensemble de ces étapes sont réalisées sous une lumière atténuée.

### 3.2.4.5 Protocole SAR (Single Aliquot Regenerative Dose)

Le protocole SAR (Murray & Robert, 1998; Murray & Wintle, 2000) est une procédure standard utilisée en datation par luminescence pour la mesure de la $D_e$ (Figure 3.8). Cette méthode mesure plusieurs signaux OSL issus d'un seul aliquote. Un aliquote correspond à un sous échantillon prélevé de l'échantillon principal. L'aliquote est soumis à plusieurs cycles irradiation β et stimulation. Le premier cycle permet l'acquisition du signal correspondant à la luminescence issue de l'accumulation de charges pendant la durée d'enfouissement. Pour les cycles suivants, les signaux sont induits par une irradiation artificielle à des doses déterminées, on parle de doses régénératives. La comparaison du signal naturel et des signaux artificiels doit permettre de retrouver la dose équivalente directement. Cette comparaison prend la forme d'une courbe de calibration montrant le signal OSL en fonction des différentes doses artificielles.

Chaque cycle est précédé d'un préchauffage pour enlever les électrons localisés dans des pièges instables. En effet, ces électrons sont issus de l'irradiation artificielle et ne sont donc pas représentatifs des charges stockées pendant l'enfouissement, et amènent une surestimation de la luminescence.

La sensibilité à la luminescence d'un aliquote, c'est-à-dire la quantité de lumière émise par unité de radiation à laquelle l'aliquote est soumis, change en fonction de la température, de la durée de préchauffage et de la température ambiante pendant l'enfouissement. La seconde partie de chaque cycle cherche à répondre à ce problème en mesurant la sensibilité à la luminescence. Pour le quartz, la sensibilité est mesurée en donnant une dose de radiations donnée (appelée dose test) et en mesurant le signal OSL résultant. L'effet de tout changement de sensibilité peut être corrigé en représentant la courbe de calibration avec les signaux OSL corrigés de la sensibilité (signal OSL mesuré sur le signal OSL issu de la dose test). La $D_e$ peut ainsi être déterminée à partir de cette courbe de calibration.
<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>Figure 3.8 : Schéma représentant le protocole « single aliquot regenerative dose » (SAR) appliqué sur le quartz (Duller, 2008a). Après chaque mesure de luminescence, la sensibilité est mesurée en soumettant l'échantillon à une dose fixée et en mesurant le signal luminescent obtenu (T1, T2, etc). Le changement de sensibilité peut ainsi être corrigé en prenant le ratio entre le signal</figcaption></figure>
luminescent (Lx) et la réponse à la dose fixée (Tx). La courbe de calibration corrigée de la sensibilité (Lx/Tx) peut être utilisée pour
le calcul de la dose équivalente en projetant le ratio du signal luminescent acquis naturellement lors de l'enfouissement sur la
courbe de calibration.

Sur le feldspath, le protocole post-IR IRSL a été développé pour minimiser l'impact du « fading » (Thomsen, et al., 2008). Ce protocole est un protocole SAR où le feldspath est stimulé par infrarouge tout en étant chauffé. Pour chaque cycle, une première stimulation IR est réalisée avec un chauffage à basse température, suivi d'une seconde stimulation IR à plus haute température, permettant de diminuer le « fading ». Le « fading » peut être mesuré en effectuant des mesures de luminescence sous différents temps d'exposition, permettant de calculer le pourcentage de perte de signal par décade de temps depuis l'irradiation (g) (Auclair, et al., 2003). Les valeurs de g sont ensuite utilisées pour corriger les valeurs de D<sub>e</sub>.

3.2.4.6 Mono-aliquote et mono-grain

Les aliquotes utilisés pour la datation par luminescence sont montés sur des disques. Le nombre de grains
présents dépend de l'aire du disque et de la taille des grains. Un disque de 1 mm de diamètre peut par
exemple contenir en moyenne 10 grains de 100 µm et seulement 1 à 2 grains de 300 µm (Duller, 2008b).
En utilisant un aliquote, la D<sub>e</sub> est la somme de la luminescence émise par tous les grains présents sur le
disque. Cependant, chaque grain produit un signal luminescent différent en réponse à une même dose
(Duller, et al., 2000) ce qui réduit la précision de la valeur de la D<sub>e</sub>. Il est donc important de connaitre le
nombre de grains de l'aliquote et de déterminer combien d'entre eux produisent un signal luminescent.

La mesure de plusieurs aliquotes peut amener à une large dispersion de valeurs de D<sub>e</sub> pouvant être le résultat de différents degrés de blanchiment entre les grains des différents aliquotes. En utilisant le protocole SAR, un grand nombre d'aliquotes est mesuré et la paléodose est déterminée en utilisant des analyses statistiques. Cependant, dans certains cas, la dispersion des D<sub>e</sub> est trop importante due à un blanchiment insuffisant et la technique mono-grain est plus adaptée (Olley, et al., 2004; Duller, 2006).

La méthode mono-grain permet de mesurer le signal luminescent grain par grain. Cette méthode met en évidence la variabilité des signaux sur un même échantillon. Cette méthode est particulièrement adaptée pour des échantillons ayant subi une exposition à la lumière et donc un blanchiment variable, typique des environnements fluviaux et glaciaires.

3.2.4.7 Analyses statistiques

Dans le cas idéal, où l'on considère que tous les grains d'un échantillon ont suffisamment été blanchis,
toutes les D<sub>e</sub> issues de mesures d'aliquotes ou mono-grain donneraient une population de D<sub>e</sub> montrant une
faible dispersion (Figure 3.9A). Cependant, il existe très souvent des variabilités dans la valeur de D<sub>e</sub> pour
un même échantillon (Figure 3.9B). Des analyses statistiques existent pour identifier les aliquotes ou les
grains avec les valeurs de D<sub>e</sub> les plus faibles dans une distribution complexe. L'identification de ces valeurs
les plus faibles, qui sont les composantes issues du dernier blanchiment, permet d'obtenir un âge par
luminescence représentatif de la dernière période d'enfouissement. Ces modèles incluent le « Central Age
Model » (CAM), le « Minimum Age Model (MAM) (Galbraith, et al., 1999) et le Finite Mixture Model
(FMM) (Galbraith & Green, 1990; Galbraith, 2005). Le CAM calcule une moyenne pondérée et prend en
compte la dispersion issue des incertitudes de mesure et des estimations de la dose environnementale. Il
peut surestimer la D<sub>e</sub> dans le cas d'un blanchiment partiel de l'échantillon. A l'inverse, le MAM permet
d'identifier la population d'aliquotes la mieux blanchie Enfin, le FMM est utile pour mettre en évidence des
sous-populations dans la population globale de D<sub>e</sub>. La pertinence de ces modèles augmente avec le nombre
d'aliquotes, on considère que 10-20 est une valeur minimum pour déterminer la dose équivalente. Le choix
du modèle dépend fortement de l'échantillon et plus particulièrement de son contexte géologique.
<figure><img src="image_32.png" /></figure>

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Figure 3.9: Histogramme de valeur de $D_e$ pour deux échantillons. A : Echantillon d'une dune de sable suffisamment blanchit montrant des valeurs de $D_e$ très peu dispersées. B : Echantillon issu d'un environnement fluviatile montrant des valeurs de $D_e$ élevées, impliquant que seulement certains grains ont été suffisamment blanchis. Modifié d'après Olley et al 1998.</figcaption></figure>

## 3.2.5 Procédure analytique réalisée

### 3.2.5.1 Récolte des échantillons

Chaque échantillon est prélevé en enfonçant un tube de 5-10 cm de diamètre dans un sédiment dont les 10 premiers centimètres du coté exposé à la lumière ont été enlevés. L'échantillon doit ensuite être protégé de la lumière. En parallèle de l'échantillon utilisé pour la datation par luminescence, un second échantillon de sédiment doit être prélevé pour effectuer une mesure de la dose environnementale. Ce second échantillon (environ 700 g pour un sédiment grossier et 50 g pour un sédiment fin) doit être représentatif de l'échantillon qui sera daté, c'est-à-dire localisé au plus près et dans le même sédiment que l'échantillon prélevé avec le tube.

### 3.2.5.2 Séparation du quartz et du feldspath

Dans le cadre de cette thèse, les datations par luminescence ont été effectués sur du feldspath. Le tube contenant l'échantillon est ouvert tout en enlevant une partie du sédiment localisé sur les extrémités du tube afin de se prémunir de toute exposition involontaire à la lumière naturelle. L'échantillon issu du tube est tamisé à l'eau pour garder la fraction entre 180 et 210 µm. Ces étapes ont été réalisées au laboratoire ISterre de Grenoble.

Le reste des étapes a été réalisé à l'institut de géologie de Berne, en Suisse. L'échantillon est traité pendant une demi-journée avec de l'HCl pour dissoudre les carbonates, puis pendant une autre demi-journée avec du peroxyde

d'hydrogène ($H_2O_2$) pour supprimer la matière organique. L'échantillon est ensuite placé dans une ampoule à décanter remplie d'une solution d'hétéropolytungstate de sodium (LST) dont la densité est ajustée à $2,7 g.cm^{-3}$ avec de l'eau distillée. Le quartz et le feldspath de densité inférieure flottant dans l'ampoule sont séparés des minéraux plus lourds localisés au fond de l'ampoule. L'échantillon est rincé puis séché et placé à nouveau dans une ampoule remplie de LST dont la densité est ajustée avec de l'eau distillée à $2,58 g.cm^{-3}$. Les feldspaths de densité inférieure migrent en haut de l'ampoule et le quartz de densité supérieure est récupéré au fond de l'ampoule. Le quartz et les feldspaths sont ensuite rincés et séchés.

### 3.2.5.3 Mesure de la dose environnementale

La mesure de la dose environnementale est réalisée après avoir pesé les échantillons prévus à cet effet avant et après séchage afin de déterminer la teneur en eau. Les échantillons secs sont placés dans des boites calibrées puis l'intensité du rayonnement $\gamma$ est mesurée au département de chimie et de biochimie de l'université de Berne, permettant de mesurer la concentration en éléments radioactifs principaux dont l'U,
le Th et le K par spectrométrie gamma haute résolution. Le calcul de la dose environnementale est réalisé avec le calculateur en ligne DRAC (Durcan, et al., 2015) en prenant en compte la teneur en eau et la granulométrie de l'échantillon.

#### 3.2.5.4 Mesure de la dose équivalente

Les mesures de luminescence ont été réalisées à l'institut de Géologie de l'université de Berne en utilisant un lecteur de luminescence Risø TL/OSL DA-20. Cet appareillage est équipé d'une source $^{90}$Sr/$^{90}$Yb de rayonnement β. La stimulation des feldspaths est réalisée avec un laser infrarouge sur les mono-grains et avec une diode infrarouge pour les mono-aliquotes de 140 mW, émettant une longueur d'onde de 875 nm ajustée avec un filtre optique RG-780. Les signaux IRSL sont détectés dans des longueurs d'ondes correspondant au bleu avec une combinaison de filtres optiques Schott BG-39 et L.O.T-Oriel D410/30 nm. Les doses équivalentes des aliquotes de 1 mm de diamètre et des mono-grains sont mesurées avec le protocole post-IR IRSL.

Les mesures ont été effectuées sur 24 aliquotes de 1 mm de diamètre à 100 trous, contenant 3-4 grains et sur deux disques de 300 µm contenant 100 trous pour les mesures mono-grain. Les mesures sur mono-grains ont été réalisées pour les échantillons les moins blanchis. La courbe de calibration est ajustée sur une fonction exponentielle.

La dose équivalente du feldspath est mesurée avec deux cycles préchauffage, irradiation et stimulation. Pour les mono-aliquotes, le préchauffage est effectué à 180°C pendant 60 s. Les deux stimulations infrarouges sont réalisées à 50°C pendant 100 s, puis à 150°C pendant 200 s. L'aliquote est soumis à une dose test pendant 500 s au début du premier cycle. Pour les mono-grains, les deux stimulations infrarouges sont réalisées à 50°C pendant 5 s, puis à 150°C pendant 5 s.

La correction du « fading » est calculée par moyenne pondérée des valeurs de g (Huntley & Lamothe, 2001). Lorsque g est inférieur à 1%/décade, la correction n'est pas appliquée.

#### 3.2.5.5 Analyses statistiques

Les doses équivalentes naturelles sont analysées avec un CAM ou un FMM dans le cas d'un blanchiment partiel de l'échantillon. Le blanchiment est considéré significatif lorsque : 1. On observe une forte disparité entre les estimations de $D_e$ issues des aliquotes et des mono-grains. 2. On observe une distribution multimodale et une forte dispersion des $D_e$. On considère une dispersion forte lorsqu'elle est supérieure à 20% pour les aliquotes et supérieure à 30% pour les disques mono-grains (Galbraith & Roberts, 2012; Gaar & Preusser, 2019).

## 3.3 DONNÉES UTILISÉES : MODÈLES NUMÉRIQUE DE TERRAIN (MNT)

Les analyses géomorphologiques ont été effectuées à partir de MNT représentant numériquement la topographie d'une zone déterminée. Le MNT utilisé est le RGE ALTI® de l'institut national de l'information géographique et forestière (IGN). Ce MNT est utilisé pour la description du relief français et réalisé pour chaque département. Le système de projection est le Lambert 93 sur le système géodésique local RGF93. Le RGE ALTI® décrit la forme du relief nu, c'est-à-dire dépourvu de tous les éléments formant un sursol comme les bâtiments ou la végétation.

Le MNT est formé d'une grille régulière dont l'altitude de chaque nœud correspond à l'altitude du terrain. Le pas de la grille est identique en X et Y et est de 5 m pour le RGE ALTI® 5 m et de 1 m pour le RGA ALTI® 1 m. Les nœuds de la grille ne coïncident pas exactement avec les points caractéristiques du relief, comme les sommets ou les cols. Plus le pas du MNT est grand, plus les formes du relief seront lissées, les lignes de crêtes et les microreliefs peuvent ainsi disparaître.
Les données ayant permis la création du MNT sont issues de plusieurs sources selon le type de paysage et les besoins des utilisateurs (Figure 3.10). Ces sources sont le LIDAR, le radar et la photogrammétrie. L'exactitude altimétrique du MNT dépend de la méthode d'acquisition et des zones traitées. Les zones acquises par LIDAR (zones inondables, littoraux, massifs forestiers) ont une résolution altimétrique comprise entre 0,2 et 0,5 m. Pour les zones acquises par radar (massifs montagneux), et dans les zones de forte pente, l'exactitude altimétrique est de 7 m. Sur le reste du territoire, la photogrammétrie a été utilisée. L'exactitude altimétrique est dans ces zones comprises entre 0,5 et 0,7 m. Dans les zones boisées, l'altitude du sol peut être acquise grâce à des données altimétriques anciennes. Enfin, certaines zones n'ont pas été couvertes pour l'acquisition de données utilisées pour la création du RGE ALTI®, et sont couvertes par le MNT précédent (MNT BD ALTI®).

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>Figure 3.10: Carte de la zone d'étude montrant les sources des données utilisées pour la création du RGE ALTI®</figcaption></figure>

Le RGE ALTI® 5 m a été utilisé pour des analyses géomorphologiques à l'échelle de la zone d'étude et pour l'étude du piémont. En effet, la résolution du MNT est suffisante par rapport à l'échelle des morphologies étudiées. Pour les zones internes et plus précisément la vallée de l'Arc, les morphologies sont beaucoup plus petites et nécessitent l'utilisation du RGE ALTI 1 m.

## 3.4 RECONSTITUTIONS DU GLACIER DE L'ARC

La reconstitution géométrique de paléoglaciers est un outil indispensable pour produire des lignes d'équilibres glaciaires permettant d'en déduire des informations sur la dynamique glaciaire et sur les conditions paléoclimatiques. Les méthodes de reconstitution de la surface et du volume d'ancien glaciers sont basées sur des indices morphologiques comme des moraines terminales ou latérales, des trimlines, des terrasses de kame ou encore des deltas proglaciaire (Lukas, 2006; Rea & Evans, 2007; Federici, et al., 2008; Pellitero, 2013). Cependant, ces morphologies sont la plupart du temps mal préservées ou absentes, principalement en zone d'accumulation et sont de plus en plus dégradées au cours du temps. L'utilisation
conjointe des morphologies disponibles et d'une reconstitution numérique est une démarche efficace pour reconstituer les paléoglaciers.

Les reconstitutions glaciaires sont réalisées pour le bassin de l'Arc. Le retrait des dépôts post-glaciaires de la vallée de l'Arc est une étape préliminaire pour la reconstitution glaciaire. L'objectif est de reconstituer la topographie sous-glaciaire en supprimant virtuellement les dépôts post-glaciaires. Ces dépôts sont principalement des dépôts de versant issus de processus fluviatiles ou gravitaires ainsi que des dépôts fluviatiles, fluvioglaciaires et lacustres constituant le fond plat de la vallée (Hugonin, 1988; Crouzet, et al., 1999; Marnezy, 1999; BRGM, 2005).

### 3.4.1 Krigeage

Le krigeage ordinaire est utilisé pour la suppression des dépôts post-glaciaires. Le krigeage est une méthode de géostatistique réalisant une interpolation spatiale permettant de générer une surface à partir d'un ensemble de points géoréférencés indiquant chacun une valeur (ici une altitude). Cette méthode est basée sur les relations statistiques entre les différents points en calculant l'espérance d'une variable aléatoire. Cette méthode est utilisée lorsque la variable, ici l'altitude, suit un schéma particulier (autocorrélation spatiale). Le krigeage est donc très souvent utilisé en géologie ou en science du sol. L'ensemble des interpolations réalisées par krigeage ont été effectuées sur le logiciel SAGA. Le krigeage se fait en deux étapes. La première consiste à estimer l'autocorrélation spatiale en créant un variogramme et en y ajustant une fonction. La seconde étape est la réalisation de l'interpolation des points.

Les points nécessaires à cette interpolation sont issus des versants et des données de forage et de méthodes géophysiques.

#### 3.4.1.1 Points issus des versants

Les points issus des versants sont utilisés pour extrapoler la pente des versants de la vallée. Les points choisis sont localisés sur le substratum rocheux. Plus précisément, les points ont été positionnés directement au-dessus du fond de la vallée sur les zones de plus forte pente de manière à ne pas extrapoler des replats, ce qui fausserait la géométrie sous-glaciaires (Figure 3.11). Les points sur les versants sont aussi positionnés sur des dépôts post-glaciaires n'ayant pas significativement modifié la topographie et dont la géométrie est mal connue, comme les glissements. Les points sont également localisés sur les dépôts sous-glaciaires comme le till de fond (Figure 3.11). L'ensemble de ces dépôts et morphologies a été cartographié sur les cartes géologiques et dans le cadre de différentes études sur le Quaternaire de la Maurienne (Barbier, et al., 1973; Barféty, 1980; Hugonin, 1988; Debelmas, 1989; Fudral, et al., 1994; Crouzet, et al., 1999; Doudoux, et al., 1999; Barféty, et al., 2006).

L'altitude de ces points a été obtenue à partir du modèle numérique de terrain (MNT) haute résolution RGE ALTI® 1m publié par l'institut national de l'information géographique et forestière (IGN®).

#### 3.4.1.2 Points issus des forages et de méthodes géophysiques

Les points issus de données géophysiques (Figure 3.11, Annexe 3) proviennent de plusieurs méthodes dont la sismique réfraction (Barlet, 1998; Crouzet, et al., 1999; Menard, et al., 2006) et la sismique hybride et réflexion (Antoine, 2014). Les points de forage proviennent du site internet Infoterre (https://infoterre.brgm.fr/viewer/MainTileForward.do) de la base de données du sous-sol (BSS) du bureau de recherches géologiques et minières (BRGM). Enfin, d'autres sont issus du centre d'étude technique de l'équipement (CETE) de Lyon et d'électricité de France (EDF) déjà utilisés pour reconstituer la géométrie du substratum en Maurienne (Crouzet, et al., 1999; Antoine, 2014).
Le krigeage permet d'obtenir une surface tridimensionnelle de la topographie sous-glaciaire. Cette surface est fusionnée au MNT à l'emplacement des dépôts post-glaciaires à enlever de manière à reconstituer la topographie sous-glaciaire (Figure 3.11).
<figure><img src="image_35.png" /></figure>
## 3.4.2 Modélisation des paléoglaciers

La reconstitution des glaciers souhaitée est géométrique, sans considérer d'entrées paléoclimatiques. La reconstitution de la surface des paléoglaciers a été réalisée grâce à la toolbox GlaRe développée pour le système d'information géographique ArcGis (Pellitero, et al., 2016). Cette toolbox permet de réaliser des modèles diagnostiques se concentrant sur les lois de l'écoulement de la glace. Les modèles obtenus sont des reconstitutions géométriques de la surface de la glace de paléoglaciers à un instant donné. Plus précisément, la toolbox permet de calculer une épaisseur de glace à partir de la topographie sous-glaciaire, en suivant les lignes de flux de glace du paléoglacier. La toolbox considère une rhéologie de la glace parfaitement plastique (Benn & Hulton, 2010). La modélisation des paléoglaciers utilise plusieurs données d'entrée : 1- le modèle numérique de terrain (MNT) de la topographie sous-glaciaire, 2- les lignes de flux de glace du paléoglacier, 3- la contrainte de cisaillement basale et 4- le facteur de forme F.

### 3.4.2.1 Le MNT utilisé

Le MNT utilisé est celui dont la topographie sous-glaciaire a été reconstituée (voir paragraphe « Krigeage »). La suppression virtuelle des dépôts quaternaires du MNT permet : 1- d'éviter une surestimation de l'altitude de la surface de la glace lors des reconstitutions glaciaires ; 2- de ne pas biaiser la morphologie du glacier reconstitué à cause du fond plat actuel de la vallée et des dépôts post-glaciaires ; 3- de simplifier le calcul des volumes de glace. Ce MNT a été rééchantillonné pour obtenir une résolution horizontale de 20 m. Cette résolution permet un temps de calcul des reconstitutions des paléoglaciers raisonnable et une résolution des reconstitutions suffisante.

### 3.4.2.2 Lignes de flux

Les lignes de flux correspondent au flux de glace des paléoglaciers modélisés, l'extrémité aval d'une ligne de flux débute au front du paléoglacier. La toolbox génère des points sur les lignes de flux puis pour chaque point, l'altitude de glace est calculée. Ces points d'altitude sont ensuite interpolés pour produire une surface 3D par la méthode développée par Hutchinson (1989). Cette méthode d'interpolation passe par tous les points d'altitude de glace générés par la toolbox (Pellitero, et al., 2016). En zone d'accumulation d'un glacier, la forme concave est liée aux lignes d'écoulement de la glace à l'origine d'un mouvement d'abaissement suivant une vitesse dite de submergence. En zone d'ablation, la forme convexe est liée aux lignes d'écoulement de la glace à l'origine d'un mouvement d'élèvement, c'est la vitesse d'émergence (Cuffey & Paterson, 2010). L'interpolation n'est pas capable de générer les effets des vitesses submergentes et émergentes à l'origine de la forme typique concave et convexe de la surface d'un glacier retrouvée respectivement en zone d'accumulation et d'ablation (Pellitero, et al., 2016).

### 3.4.2.3 Le cisaillement basal

L'écoulement des glaciers est permis grâce à la pente du substratum et grâce aux gradients de pression dans la glace, liés à la variation d'épaisseur du glacier entre sa zone d'accumulation et son front. L'écoulement de la glace est freiné au contact de son lit par frottement, cette trainée est appelée cisaillement basal. Des expérimentations indiquent des valeurs de cisaillement basal comprises entre environ 50 et 150 kPa pour les glaciers de vallées (Nye, 1952b). D'autres modélisations plus récentes indiquent des valeurs comprises entre 100 et 200 kPa toujours dans le cas de glaciers de vallée (Braedstrup, et al., 2015). Des valeurs mesurées pour des glaciers de vallée sur le continent nord américain indiquent des cisaillements basaux entre 50 et 150 kPa pour le glacier Athabasca au Canada (Paterson, 1970), 160 et 80 kPa pour les glaciers McCall et Worthington respectivement, en Alaska (Joel, et al., 2001; Rabus & Echelmeyer, 2017) et 170 kPa pour le glacier Blue dans l'état de Washington (Meier, et al., 1974). En Europe, un cisaillement basal de 130 kPa a été mesuré pour le glacier Storglaciären en Suède (Hanson & Hooke, 1994). Des valeurs entre 100 et 65 kPa ont été utilisées pour des reconstitutions de la surface de paléoglaciers de la vallée de Dora
Baltea depuis le LGM jusqu'au Dryas récent, basées sur des contraintes géomorphologiques et chronologiques (Serra, et al., 2022). Sans contrainte permettant de fixer la pente de la surface des paléoglaciers reconstitués, la valeur choisie de cisaillement basal est de 100 kPa. Elle est la valeur par défaut de la toolbok GlaRe et correspond à une valeur moyenne rencontrée pour les glaciers de vallée.

3.4.2.4 Facteur de forme F

Dans le cas de glaciers de vallée, une trainée latérale liée aux frottements du glaciers contre les versants va s'ajouter au cisaillement basal (Nye, 1952b; Shilling & Hollin, 1981; Benn & Hulton, 2010). Pour prendre en compte cette trainée latérale, le modèle de reconstitution glaciaire utilise le facteur de forme F. Ce facteur est un coefficient décrivant la forme d'une section transversale d'une vallée. Il est compris entre 0 et 1 et permet d'estimer la proportion du cisaillement basal par rapport à la trainée latérale. Lorsque F est proche de 0, la vallée est encaissée et la trainée latérale est importante par rapport au cisaillement basal. A l'inverse, pour un F proche de 1, la vallée est très ouverte et la trainée latérale est négligeable.