<figure><img src="image_106.png" /></figure>

Figure 5.20: Photographies montrant les principales déformations affectant les faciès de l'affleurement du Verney. A : Localisation des photos B, C et D. B : photographie d'une intrusion sableuse du faciès St affecté par une faille inverse (FI) et d'un pli déjeté dans le faciès Gp. Le zoom du faciès St montre les figures d'échappement de fluide (FEF) retrouvés dans ce faciès. C : Photographie d'un coin de compression dans le faciès St s'infectant dans le faciès Gp. D : Photographie de failles inverses couplées à des synformes et antiformes affectant le faciès Gp.

## Organisation des faciès et environnement de dépôt :

**Association de faciès 1 (AF1) : Dépôts de cônes sous-aquatiques proglaciaires.** L'association de faciès 1 (Tableau 5.3) forme un ensemble lenticulaire d'environ 5 m de long. Les faciès qui y sont contenus sont de forme lenticulaire. On y observe une association de sable à stratification sinusoïdale et à « backsets » (Sb) et les graviers et galets massifs (Gm). Le sable à stratification sinusoïdale et à « backsets » (Sb) repose directement sur le substratum carbonaté et forme une lentille de 4 à 5 m de longueur et est localement recouvert par une lentille de graviers et galets massifs (Gm) (Log. 1, Figure 5.21).

**Interprétation.** Le faciès Sb indique un dépôt d'antidune directement sur le substratum rocheux, la présence des galets striés indique un environnement proglaciaire très proximal. Les antidunes peuvent se développer en milieu proglaciaire lacustre au débouché d'un esker (Tracy & Brennand, 2000). Le faciès Gm correspond à des écoulements hyperconcentrés pouvant se développer dans des cônes sous-
aquatiques proglaciaires alimentés par des courants sortant d'un esker (Russell & Arnott, 2003; Hornung, et al., 2007) Les faciès Sb et Gm sont issus de dépôts dans un environnement proglaciaire lacustre très proximal alimenté par des courants de hautes énergies au débouché d'un esker.

**Association de faciès 2 (AF2) : Dépôts glaciolacustres deltaïques.** L'association de faciès 2 (Tableau 5.3) forme un ensemble s'étendant sur environ 200 m de longueur et atteignant une épaisseur maximum d'environ 25 m. A la base de AF2, on observe du sable fin et moyen à lamination croisée (St) formant des lentilles de 5 à 10 m de longueur, reposant sur les sables sous-glaciaires (AF1). Les structures sédimentaires du faciès St indiquent des paléo-courants variables en direction du sud-ouest ou du sud-est. Le sable fin et moyen à lamination croisée (St) est recouvert par des graviers et galets à stratification plane parallèle (Gp). Les graviers et galets à stratification plane parallèle (Gp) reposent localement sur les lentilles sableuses (AF2) suivant un contact érosif (Log. 1, Figure 5.21), mais leur base n'est parfois pas visible.

**Interprétation.** Le faciès St indique le passage à un milieu lacustre comme l'indique les galets isolés inclus dans ce faciès. Il prouve en outre la présence d'événements turbiditiques pouvant générer de petits lobes à l'origine de la variabilité des paléo-courants observés (Wisemann, et al., 2009). Les dépôts de turbidites sableuses sont communs dans les faciès prodeltaïques distaux. Ils sont générés par des courants hyperpycnaux relativement stables dans le temps, nourrit par des apports fluviaux (Mulder & Alexander, 2001; Wisemann, et al., 2009; Gruszka & Zielinski, 2021). Les turbidites peuvent aussi se développer en sortie d'un esker ou d'un chenal sous-glaciaire débouchant dans un milieu aquatique. En effet, des jets riches en sédiment relativement denses par rapport à la colonne d'eau peuvent générer des écoulements hyperpycnaux (Sharpe, 1988; Gorrell & Shaw, 1991; Spooner & Dalrymple, 1993; Tracy & Brennand, 2000). L'inclinaison de la stratification plane parallèle de Gp indique un faciès de foreset dans un environnement de dépôts deltaïques. Plus précisément, la pente importante des foresets à 15° est typique de Gilbert delta (Gruszka & Zielinski, 2021). Pour ce type de delta, le dépôt est gravitaire et le transport sédimentaire est issu de coulées de débris ou de courants turbiditiques (Gruszka & Zielinski, 2021), effectivement enregistrés par le faciès Gp. Quelques comblements de structures en auge correspondent à des remplissages de chenaux localisés sur la pente d'un delta (Bornhold & Prior, 1990; Nemec, 1990).

**Association de faciès 3 (AF3) : Dépôt fluviatile ou fluvioglaciaire.** L'association de faciès 3 (Tableau 5.3) forme une nappe subhorizontale d'environ 200 m de long pour 3-4 m d'épaisseur (Figure 5.16 et Figure 5.18). Elle est constituée des graviers et galets à lentilles sableuses (Gl) suivant un contact érosif avec l'association de faciès 2. Le sommet de cette association de faciès forme un replat (Figure 5.16 et Figure 5.18).

**Interprétation.** Le faciès Gl est constitué d'éléments polygéniques (Hugonin, 1988) et indique un dépôt fluviatile ou fluvioglaciaire principalement issu de courants de hautes énergies formant des nappes subhorizontales (Ethridge & Wescott, 1984; Rohais, et al., 2008). L'association de faciès 3 est un événement fluviatile ou fluvioglaciaire intervenu après le dépôt de l'association de faciès 2. En outre l'absence de déformations dans AF3 suggère qu'elle est également postérieure à l'avancée glaciaire.

## Synthèse :

Les associations de faciès AF1 et AF2 indiquent le passage d'un environnement proglaciaire sous aquatique à un environnement de type Gilbert delta. Cette transition des environnements de dépôt témoigne du recul de la marge du glacier. Puis, les déformations enregistrées dans les faciès St et Gp montrent des surpressions de fluides, des déformations cisaillantes et des contraintes en compressions générées par l'avancée d'un glacier. D'après les déformations enregistrées par le faciès Gp, cette avancée glaciaire a lieu après la mise en place des foresets. AF3 marque le départ définitif du glacier de l'Arc du secteur du Verney attesté par un dépôt fluvial ou fluvioglaciaire au-dessus de AF2.
<figure><img src="image_107.png" /></figure>

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.
### 5.3.2.1.2 Lanslebourg

L'affleurement principal (affleurement est, localisé dans la Figure 5.14) de Lanslebourg est situé dans une ancienne carrière (carrière des contamines) et montre une longueur d'environ 200 m pour une hauteur maximale d'environ 40 m (Figure 5.22). On observe une très grande diversité de faciès sédimentaires. Les dépôts sont principalement graveleux et de plus en plus grossiers de la base vers le sommet. Au sommet de l'affleurement, on observe un replat convexe vers le haut (Figure 5.22). Le second affleurement (affleurement ouest, localisé dans la Figure 5.14) contient un seul faciès sédimentaire. L'affleurement ouest est beaucoup plus petit et les dépôts sont moins bien exposés. Ces affleurements sont considérés comme étant issus d'un environnement deltaïque (Hugonin, 1988). Cependant, ce modèle ne permet pas d'expliquer certaines structures sédimentaires et nécessite une analyse approfondie.

<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>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.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_109.png" /></figure>

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. La localisation de cette coupe est donnée par la Figure 5.22.

## Description et interprétation des faciès :

La succession sédimentologique et stratigraphique dans l'affleurement principale de Lanslebourg est composée par 7 faciès sédimentaires, chacun étant défini sur la base de sa granulométrie, de ses structures sédimentaires et de ses géométries, ces faciès seront interprétés en processus de dépôts. Ils ont été regroupés en deux associations de faciès (AF) représentant des environnements de dépôts.

**Graviers et galets à stratification entrecroisée (Gc).** Ce faciès forme des nappes très étendues de plusieurs kilomètres de long, atteignant 15 à 20 m d'épaisseur et composées de graviers et de galets dans une matrice de sable grossier et de granules. Il contient des lits discontinus sans matrice de 5 à 15 cm d'épaisseur (Figure 5.24A). Les structures sédimentaires passent d'une stratification entrecroisée
fortement pentée (de 50 cm et 1 m d'épaisseur) à une stratification plane tabulaire. Les séquences sont d'épaisseur métrique et montrent un granoclassement normal allant jusqu'à des éléments de la taille d'un sable (Figure 5.24B). Les contacts basaux des séquences sont irréguliers et érosifs (Figure 5.23 et Figure 5.25).

<figure><img src="image_110.png" /></figure>

Figure 5.24: A : Photographie du faciès Gc de Lanslebourg montrant notamment les alternances de lits avec matrice et sans matrice. B : Photographie du faciès Gc montrant des séquences granodécroissantes se terminant par des lentilles sableuses remplissant une auge. Les triangles blancs indiquent le granoclassement.

<figure><img src="image_111.png" /></figure>

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 5.23.

**Interprétation.** Les graviers et galets à stratification entrecroisée sont issus d'un dépôt par la migration de dune 2D et 3D liée à la migration de barres fluviales (Boothroyd & Ashley, 1975; Allen &
Homewood, 1984). La présence de lits sans matrice côtoyant des niveaux à matrice indique une séparation des sables et des graviers par des processus hydrauliques (Carling, 1990), probablement par un courant turbulent de forte énergie (Allen, 1982; Carling & Glaister, 1987). Les lentilles sableuses proviennent d'un dépôt durant la phase de dissipation de l'énergie d'un courant (Miall, 1983).

**Graviers et galets massifs (Gm).** Ce faciès prend la forme de nappes pouvant atteindre une centaine de mètres de long et allant de 10 cm à plusieurs mètres d'épaisseur (Figure 5.22). Il est constitué d'un sédiment mal trié, composé de graviers et galets et parfois de blocs plurimétriques dans une matrice sableuse ou argileuse (Figure 5.26). Ce faciès est parfois paraconglomératique et composé de graviers à matrice argileuse ou de sable grossier. Le granoclassement est inverse ou normal (Figure 5.26) et les limites basales sont érosives (Figure 5.23). Les niveaux grossiers à granoclassement normal forment parfois des séquences qui se terminent par des lits argileux dont certains montrent des déformations de type convolute. En partie orientale de l'affleurement, ce faciès est très plissé, basculé et chevauché par le faciès F (Figure 5.27).

<figure><img src="image_112.png" /></figure>

Figure 5.26:A : Photographie du faciès Gm à Lanslebourg montrant une base riche en blocs, puis passant à des galets et graviers. B : Photographie du faciès Gm à Lanslebourg montrant des niveaux de graviers à matrice sableuse ou argileuse à granoclassement inverse et normal. Gm repose et est recouvert par le faciès Sd. Les triangles blancs indiquent le granoclassement.
<figure><img src="image_113.png" /></figure>

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. La localisation de cette coupe est donnée par la Figure 5.22.

**Interprétation.** Les niveaux à matrice argileuse et sableuse sont issus respectivement d'un dépôt après un transport par des coulées de débris et par des écoulements hyperconcentrés (Mulder & Alexander, 2001). Les niveaux fins proviennent d'un dépôt lors de la dissipation de l'énergie du courant.
<figure><img src="image_114.png" /></figure>

Figure 5.28 : Photographie du faciès Gp de Lanslebourg, montrant une stratification oblique plane parallèle soulignée par des alternances de séquences granodécroissantes dont la base est composée de niveaux de graviers sans matrice et se terminant vers le haut par des niveaux avec matrice. Les triangles blancs indiquent le granoclassement

Graviers à stratification plane (Gp). Ce faciès forme des séquences pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres de longueur pour 1 à 4 m d'épaisseur. Il est constitué de graviers à stratification entrecroisée à angle faible (environ 3°). Les contacts basaux sont irréguliers et peuvent former de grandes auges (Figure 5.23 et Figure 5.29). Ce faciès montre localement une stratification plane pentée vers l'amont passant vers l'aval à la stratification entrecroisée à angle faible (Figure 5.23). Les graviers forment des séquences granodécroissantes décimétriques composées d'un niveau sans matrice de 2 à 6 cm d'épaisseur à la base, passant vers le haut à des niveaux de 6 à 20 cm d'épaisseur, mal trié et contenant une matrice de sable grossier (Figure 5.28). Les séquences se terminant parfois par deux niveaux sableux.

<figure><img src="image_115.png" /></figure>

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. La localisation de ce zoom est donnée par la Figure 5.23.
**Interprétation.** Les couples de niveaux sableux et les lits sans matrice indiquent un dépôt lors d'un écoulement supercritique (Collinson & Thompson, 1989; Carling, 1990; Blair, 2000). La stratification entrecroisée à angle faible résulte d'un dépôt par migration d'antidunes (Brennand, 1994; Blair, 2000; Russell & Arnott, 2003; Duller, et al., 2008; Lang & Winsemann, 2013; Froude, et al., 2017). L'absence de « backset » indique une migration prononcée des antidunes vers l'aval (Ito, 2010; Cartigny, et al., 2014; Fedele, et al., 2016; Lang, et al., 2017a; Lang, et al., 2017b). La stratification plane pentée vers l'amont est caractéristique d'une progradation à contre-courant sur le côté sous le courant des morphologies à grande échelle, formées dans un contexte de ressaut hydraulique. Plus en aval, la stratification entrecroisée à angle faible provient de la progradation sur le côté face au courant d'antidunes (MacDonald, et al., 2009; Lang & Winsemann, 2013).

**Sable à tri diffu et à stratification croisée en auge (Gt).** Ce faciès est constitué de sables et graviers triés de manière diffuse et montrant une stratification entrecroisée. Les séquences sont épaisses d'environ 1m (Figure 5.30). Ce faciès passe en direction de l'amont au faciès Sd.

<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>Figure 5.30: Photographie montrant les structures sédimentaires du faciès Gt de Lanslebourg.</figcaption></figure>

**Interprétation.** Le tri diffu est issu d'un dépôt rapide à partir d'un courant chargé en sédiment (Russell & Arnott, 2003). La stratification entrecroisée provient d'un dépôt par la migration de dune 3D (Allen & Homewood, 1984).

**Sable à tri diffu (Sd).** Ce faciès forme des séquences de 10 à 30 m de long (apparentes) pour 1 à 5 m d'épaisseur, à stratification subhorizontale (Figure 5.23). Il est composé de sables moyens et de graviers montrant un tri diffu (Figure 5.31A), on observe quelques lits de sable massif. Les limites basales des séquences sont planes ou forment des auges de formes irrégulières. Les auges sont remplies par des « backsets ». Ces backsets sont plans à convexes vers le haut et divergent vers l'amont (Figure 5.23 et Figure 5.29). Ce faciès contient des intraclastes sableux de 20 à 30 cm de longueur (Figure 5.31B).

<figure><img src="image_117.png" /><figcaption>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. B : Photographie des intraclastes de sable retrouvé dans le faciès Sd.</figcaption></figure>

**Interprétation.** Les remplissages sableux triés de manière diffuse et les lits de sable massifs représentent un dépôt rapide à partir d'un courant chargé en sédiment (Russell & Arnott, 2003). Les unités remplissant les structures en auges proviennent d'un creusement puis d'un dépôt par un ressaut hydraulique (Alexander, et al., 2001; Fielding, 2006; Lang & Winsemann, 2013; Cartigny, et al., 2014). Les backsets convexes vers le haut et divergent vers l'amont et la stratification subhorizontale indiquent
un dépôt lors de la migration d'antidunes stables (Alexander, et al., 2001; Fielding, 2006; Duller, et al., 2008; Lang & Winsemann, 2013; Cartigny, et al., 2014). Les intraclastes sableux sont issus d'un creusement suivit d'un dépôt rapide de niveaux sableux par un ressaut hydraulique (Gorrell & Shaw, 1991; Brennand, 1994; Russel & Knudsen, 1999).

<figure><img src="image_118.png" /><figcaption>Figure 5.32: Photographie du sable bien trié du faciès Ss de Lanslebourg.</figcaption></figure>

**Sable à stratification sinusoïdale (Ss).** Ce faciès est un sable bien trié passant à un sable graveleux moyennement trié (Figure 5.32) montrant une stratification sinusoïdale. La longueur d'onde est comprise entre 4 et 8 m. La stratification sinusoïdale devient vers l'amont une stratification concave vers le haut et divergente. Les contacts à la base sont plans ou encore érosifs. L'amplitude de la stratification sinusoïdale diminue vers l'aval et passe à une stratification subhorizontale (Figure 5.33).
<figure><img src="image_119.png" /></figure>

Figure 5.33 : A : Photographie et B : Photographie habillée du zoom n°3 montrant les structures sédimentaires du faciès Ss à Lanslebourg. La localisation de ce zoom est donnée par la Figure 5.23.

**Interprétation.** La stratification sinusoïdale résulte d'un dépôt par des antidunes stationnaires aggradantes sous un courant supercritique relativement stable. De plus, une telle stratification apparaît lors d'un taux de sédimentation important (Jopling & Walker, 1968; Allen, 1973; Fielding, 2006). De telles conditions permettent la préservation des faces sous le courant et des faces face au courant de l'antidune (Cheel, 1990; Brennand, 1994; Russell & Arnott, 2003; Ito & Saito, 2006; Duller, et al., 2008; Ito, 2010). Les limites érosives indiquent une aggradation non continue (Duller, et al., 2008). La stratification concave vers le haut et divergente est interprétée comme un dépôt par des antidunes aggradantes (Lang & Winsemann, 2013).

**Sable à lamination entrecroisée (Sc).** Ce faciès forme des unités de 2 à 4 m d'épaisseur (Figure 5.23) de sable moyen à lamination entrecroisée. Ce faciès montre des rides grimpantes sableuses de type A de 5 à 6 cm de long pour 1 à 2 cm de haut et des rides grimpantes sableuses à argileuses de type B entre 4 et 5 cm de long pour 1 cm de haut définies par Jopling et Walter (1968) (Figure 5.34A). Des graviers isolés (« dropstone ») sont visibles dans ce faciès (Figure 5.34B).
<figure><img src="image_120.png" /><figcaption>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. B : Photographie des rides de courant du faciès Sc et notamment des « dropstones » (D) indiqués par des flèches noires.</figcaption></figure>

**Interprétation.** La lamination entrecroisée à petite échelle reflète un dépôt par la migration de rides sous un courant subcritique. Les rides grimpantes indiquent une forte sédimentation à partir d'un courant perdant sa capacité de transport. Ainsi, les rides grimpantes de type A résultent d'un faible taux d'aggradation par rapport au taux de migration et inversement les rides grimpantes de type B sont produites par un taux d'aggradation important par rapport au taux de migration (Ashley, et al., 1982; Jopling & Walker, 1968). Les dépôts sableux à lamination entrecroisée relativement épais sont communément retrouvés dans des environnements glaciolacustres (Jopling & Walker, 1968; Rust & Romanelli, 1975; Gorrell & Shaw, 1991). Les graviers isolés peuvent correspondre à des sédiments libérés lors de la fonte d'iceberg (« dropstone »).

<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>Figure 5.35: Rides de courant sablo-silteuses de type B et lamines silteuses rencontrées dans le faciès F à Lanslebourg.</figcaption></figure>

**Sable fin, silt et argiles (F).** Les sables fins, silts et argiles sont localisés sur l'affleurement ouest de Lanslebourg (Voir carte Figure 5.14) et forme un dépôt d'une dizaine de mètres d'épaisseur. Ce faciès montre des lamines de sable fin se terminant par un couple de lamines silteuses formant ainsi une rythmite. Des lamines sinusoïdales de 5 cm de longueur d'onde pour 1 à 2 cm d'amplitude, avec un angle d'aggradation supérieur à 60° sont également visibles, ainsi que des lits de sables massifs. On peut également observer des alternances centimétriques de lits silteux et de lits argileux (Figure 5.35).

**Interprétation.** Les rythmites de sables fins et de silts résultent d'un dépôt par des courants de faible énergie (Russell & Arnott, 2003). Les lamines sinusoïdales proviennent d'un dépôt par des rides grimpantes produites par un taux d'aggradation important par rapport au taux de migration (Ashley, et al., 1982; Jopling & Walker, 1968) pendant la dissipation de l'énergie d'un courant de turbidité à faible densité (Mulder & Alexander, 2001). Les alternances silto-argileuses sont issues d'une sédimentation de particules en suspension dans un environnement aquatique, lors de conditions de très faible énergie dans la colonne d'eau (Allen, 1984).
<table><caption>Tableau 5.4 : Classification des faciès sédimentaires et associations de faciès (AF) de Lanslebourg</caption><thead><tr><th>AF</th><th>Faciès</th><th>Description</th><th>Interprétation</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="6">AF1</td><td>F, Sable fin silt et argiles</td><td>Séquences de sable fins laminés se terminant vers le haut par un couple de lamines silteuses. Présence de sable fin à laminations sinusoïdales et d'alternances centimétriques de lits silteux et argileux.</td><td>Dépôt par un courant de faible énergie, par migration de rides grimpantes lors d'un fort taux de sédimentation et par sédimentation de particules en suspensions.</td></tr><tr><td>Sc, Sable à lamination croisée</td><td>Sable à lamination croisée et à "dropstones".</td><td>Dépôt issu de la migration de rides grimpantes en milieu glaciolacustre.</td></tr><tr><td>Ss, Sable à stratification sinusoïdale</td><td>Sable et graviers à stratification sinusoïdale devenant vers l'amont concave vers le haut et divergente. Limites basales des séquences plans et érosifs.</td><td>Dépôt par migration d'antidune stationnaire aggradante.</td></tr><tr><td>Sd, Sable à tri diffu</td><td>Graviers et sable à stratification subhorizontale et à "backset" convexe vers le haut et divergeant vers l'amont. Présence d'intraclastes sableux. Limites basales des séquences planes ou en auges irrégulières.</td><td>Dépôt issu de la migration d'antidune stable à partir d'un sédiment chargé en sédiment perdant sa capacité de transport, dans un contexte de ressaut hydraulique.</td></tr><tr><td>Gt, Sable à tri diffu et à stratification croisée en auge</td><td>Graviers et sable à tri diffu et à stratification croisée en auge</td><td>Dépôt issu de la migration de dune 3D à partir d'un courant chargé en sédiment perdant sa capacité de transport</td></tr><tr><td>Gp, Graviers à stratification plane</td><td>Graviers à stratification croisée subhorizontale. Séquences granodécroissantes comprenant une base sans matrice et se terminant par un couple de niveaux sableux. Contacts basaux irréguliers et en forme d'auges.</td><td>Dépôt d'antidunes migrants dans le sens du courant.</td></tr><tr><td>AF1 / AF2</td><td>Gm, Graviers et galets massifs</td><td>Séquences à blocs, galets et graviers à matrice sableuse et séquences à graviers paraconglomératiques à matrice argileuse ou sableuse. Granoclassement inverse ou normal.</td><td>Dépôt après un transport par des coulées de débris et écoulements hyperconcentrés.</td></tr><tr><td>AF2</td><td>Gc, Graviers et galets à stratification croisée</td><td>Graviers et galets à matrice sableuse, localement sans matrice, à stratification croisée en auge ou croisée plane tabulaire. Séquences à granoclassement normal. Contacts basaux irréguliers et érosifs.</td><td>Dépôt par migration de dune 2D et 3D dans un courant turbulent de forte énergie.</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_122.png" /></figure>

Figure 5.36: Log stratigraphique (localisation en Figure 5.23) montrant les faciès Sd, Sc, Ss, Gp et Gm de Lanslebourg. L'échantillon OSL prélevé est indiqué par la flèche rouge.

## Organisation des faciès et environnement de dépôt :

**Association de faciès 1 (AF1) : Cône sous-aquatique proglaciaire.** Cette association de faciès (Tableau 5.4) forme un ensemble d'environ 300 m de longueur pour environ 30 m de hauteur. AF1 est formé de trois ensembles séparés par des surfaces d'érosions (surfaces d'érosions majeures, Figure 5.23 et Figure 5.36). L'ensemble le plus basal montre des sables à structures entrecroisées à angle faible et un gradient granulométrique est-ouest, avec à l'est des sédiments graveux mal triés devenant sableux et bien triés vers l'ouest. Le second ensemble montre des sédiments venant prograder sur le faciès basal et présentant un pendage vers l'ouest de 16°. Cet ensemble est aussi caractérisé par un gradient granulométrique est-ouest, avec à l'est des sédiments graveux devenant sablo-graveleux vers l'ouest. Enfin, l'ensemble sommital montre des structures planes parallèles pentées vers l'est, devenant vers l'ouest une stratification croisée subhorizontale (Figure 5.23 et Figure 5.38). AF1 est composé du sable fin des silts et argiles (F), du sable à lamination croisée (Sc), du sable à stratification sinusoïdale (Ss), du sable à tri diffu (Sd), du sable à tri diffu et à stratification croisée en auge (Gt), du gravier à stratification plane (Gp) et des graviers et galets massifs (Gm). L'ensemble basal est composé des faciès Sc, Sd, Gt, Gp et Gm. L'ensemble sommital contient les faciès Ss, Sd et Gp (Figure 5.23). La base de AF1 montre en outre des déformations dans la partie amont représentées par un basculement des faciès Gm et F (Figure 5.27).

**Interprétation.** Une sédimentation dans un environnement lacustres est indiquée par le faciès F. La présence de « dropstones » dans le faciès Sc montre la présence d'un environnement glaciolacustre. Un dépôt sous un régime supercritique a été enregistré par les faciès Gp, Sd et Ss. La présence d'un tel courant est caractéristique d'un système de

cône sous-aquatique se développant au contact d'une marge glaciaire appelé cône proglaciaire sous
aquatique (« ice contact delta », Figure 5.37) (Brennand, 1994; Russell & Arnott, 2003; Hornung, et al., 2007; Russell, et al., 2007; Leszczynska, et al., 2017; Leszczynska, et al., 2018; Lang, et al., 2017b). Cet environnement caractérise la marge d'un glacier en contact avec son lit, où les apports sédimentaires sont issus de conduits glaciaires ou sous-glaciaires débouchant dans un milieu lacustre (Rust & Romanelli, 1975; Powell, 1990; Gorrell & Shaw, 1991; Lonne, 1995; Le Heron, et al., 2004; Hornung, et al., 2007; Winsemann, et al., 2009; Deschamps, et al., 2013; Aquino, et al., 2016). Au contact de l'eau stagnante, les écoulements issus des conduits glaciaires ou sous-glaciaires vont alors se comporter comme des jets perdant brusquement leur énergie sous forme de turbulences (Bates, 1953; Launder & Rodi, 1983; Hoyal, et al., 2003). Ainsi, des zones proximales à distales par rapport à la marge glaciaire, on observe une transition entre une zone d'établissement du flux (ZEF) et une zone de flux établis (ZFE), séparé par une zone de transition (ZT) (Figure 5.37) (Powell, 1990; Gorrell & Shaw, 1991; Russell & Arnott, 2003). La ZEF qui est la plus proximale, est caractérisée par des courants hyperconcentrés et supercritiques (Gorrell & Shaw, 1991; Russell & Arnott, 2003). Le faciès Gm correspond à ces écoulements hyperconcentrés typiques des dépôts proximaux (Russell & Arnott, 2003; Hornung, et al., 2007). Les courants supercritiques ont été enregistrés par les faciès Gp. Plus en aval, la ZT est le lieu d'un ressaut hydraulique issu de la forte décélération du courant (Rajaratnam & Subramanyam, 1986; Russell & Arnott, 2003). Les dépôts sont caractérisés par un fort taux d'aggradation, marqué par des faciès à tri diffus, sous un régime supercritique (Gorrell & Shaw, 1991; Russell & Arnott, 2003). Ces conditions sont mises en évidence par les faciès Sd et Ss. Ces dépôts sont épisodiquement érodés par la migration de ressauts hydrauliques comme enregistré par les contacts érosifs au sein des faciès Sd et Ss. Enfin, en partie la plus distale, la ZFE est caractérisée par des conditions de faible énergie permettant le dépôt de dunes ou de rides de courant (Russell, et al., 2007). Ces conditions sont indiquées par les faciès Sc, Gt et F. La présence de coulées de débris et d'écoulements hyperconcentrés associés au faciès Sd pourrait correspondre à une déstabilisation gravitaire des faciès graveleux après leur creusement par un ressaut hydraulique.

<figure><img src="image_123.png" /><figcaption>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.</figcaption></figure>

De la base au sommet de AF1, les faciès de chaque ensemble sont de plus en plus proximaux. En effet, l'ensemble basal montre principalement des faciès de ZT et de ZFE. L'ensemble intermédiaire prograde sur l'ensemble basal suivant une surface d'érosion et est constitué des faciès de ZT et de ZEF. Enfin, l'ensemble sommital en contact érosif avec l'ensemble intermédiaire est constitué de faciès de ZEF. Cette migration significative des processus de dépôts est probablement issue d'un décalage du jet vers l'aval, décalage issu d'une avancée de la marge glaciaire. Les ensembles sont trois cônes issus de bas en haut d'un dépôt de plus en plus proximal, attestant d'une avancée de la marge glaciaire (Figure 5.38).
L'avancée glaciaire est également confirmée par la présence de dépôts d'écoulements hyperconcentrés (Gm) déformés (Figure 5.27). Ces dépôts très proximaux déformés semblent être contemporains du dépôt des cônes les plus jeunes, ensuite déformés par une avancée glaciaire à l'origine du dépôt des cônes les plus anciens. De petites déformations en partie amont de l'affleurement aujourd'hui cachées par des éboulis ont été interprétées comme issues d'une compression par la poussée d'une avancée glaciaire (Hugonin, 1988).

Au sein de chaque cône, on observe de nombreuses interstratifications des faciès Gp, Sd et Ss. Ces successions latérales et verticales de dépôts issus de régimes supercritiques sont interprétés comme étant issus de variations temporelles et spatiales des écoulements supercritiques (Lang & Winsemann, 2013). Ces variations temporelles et spatiales sont liées à la nature très instable dans le temps et l'espace des jets à l'origine des cônes sous-aquatiques proglacaires (Russell & Arnott, 2003). Ces successions latérales et verticales sont également contrôlées par des fluctuations de la charge sédimentaire (Lang & Winsemann, 2013).

**Association de faciès 2 (AF2) : Dépôt alluvial.** L'association de faciès 2 (Tableau 5.4) forme un ensemble de plusieurs centaines de mètres de longueur et d'une épaisseur maximum de 30 m. En coupe est-ouest, les sédiments sont empilés suivant une forme convexe vers le haut, en coupe nord-sud, les sédiments pendent vers le sud, en direction du centre de la vallée. AF2 est globalement de plus en plus grossier vers le haut avec des graviers et galets à la base et des graviers, galets et blocs vers le haut (Figure 5.36). Le dépôt alluvial est constitué des graviers et galets massifs (Gm) formant des séquences de 3 à 6 m. Le faciès Gm le plus basal est quasiment massif, formé de graviers et de galets à matrice sableuse et se biseaute vers l'ouest. Le faciès Gm le plus sommital est le plus épais, constitué d'une ou parfois deux unités granodécroissantes (Figure 5.36). Il est continu sur tout l'affleurement et est composé de graviers, de galets et de blocs dans une matrice argileuse. Finalement, ce dépôt alluvial est principalement composé des graviers et galets à stratification croisée (Gc).

**Interprétation.** L'association de faciès 2 montre la présence de dépôts issus de la migration de dunes graveleuses par un écoulement turbulent (Gc) témoignant de la présence d'un environnement fluvial, intercalé avec des processus évènementiels (Gm). D'après des comptages de galets, le sédiment est constitué à 60% de lithologies locales et de 40% d'éléments polygéniques (Hugonin, 1988). Le bassin versant peut donc être localisé sur le versant nord de la vallée, drainant des lithologies locales et remobilisant des plaquages de till polygéniques largement présent dans la zone (Barféty, 1980; Debelmas, 1989; Fudral, et al., 1994). Cependant, il ne peut pas être exclu que les apports soient également issus de l'est, par des rivières proglacaires ou par l'Arc. Le sens du courant est soit d'amont en aval, soit du versant vers le centre de la vallée, comme indiqué par les remplissages d'auges des graviers et galets à stratification croisée (Gc). Ceci ne permet pas d'identifier clairement la source du sédiment. L'association de processus et la forme convexe du profil E-W de AF2 est typique des cônes alluviaux (Blair & McPherson, 1994). Mais il n'existe pas de morphologies témoignant de la présence d'un chenal connecté à un bassin versant. Le faciès Gm localisé en partie sommitale de l'association de faciès 2 a été interprété comme un till de fond (Marnezy, 1999), impliquant une seconde réavancée glaciaire. Cependant, le granoclassement décroissant de ce banc du faciès Gm correspond à une coulée de débris et n'est donc pas un Till. De plus, l'alternance de niveaux imperméables (Gm à matrice argileuse) et imperméables (Gc), est très favorable à l'apparition de déformations sous-glaciaires par augmentation de la pression de fluide dans les bancs perméables (Janszen, et al., 2012; Ravier, et al., 2014b).
<figure><img src="image_124.png" /><figcaption>Figure 5.38: Schéma des différentes associations de faciès AF1 et AF2 retrouvées à Lanslebourg. AF1 correspond à trois cônes témoignant d'un rapprochement de la marge glaciaire.</figcaption></figure>

### 5.3.2.2 Datations OSL

Les deux échantillons BRA proviennent de l'affleurement du Verney (Figure 5.13). Plus précisément, l'échantillon BRA-01 a été prélevé dans le faciès Ss, correspondant au bottom set déposé avant la réavancée glaciaire enregistrée dans l'affleurement du Verney. L'échantillon BRA-02 provient d'une lentille sableuse du faciès Gl, déposée après la réavancée glaciaire. Sur l'affleurement de Lanslebourg, l'échantillon LSB-01 (Figure 5.36) est issu du faciès Sc du cône proglaciaire sous-aquatique basal. Enfin, l'échantillon BES-01 provient du delta du Ribon dans le bassin de Bessans.

Nous nous concentrerons ici sur les datations par luminescence suivant la méthode statistique CAM (Central Age Model) pour les échantillons BRA-01, BES-01 et LSB-01. L'échantillon BRA-02 a été peu blanchi et a été analysé suivant le protocole statistique FMM (Finite Mixture Model), permettant d'identifier la population de grain la mieux blanchie. Pour les échantillons BRA-01 et LSB-01, les âges par luminescence correspondent à des périodes pré-LGM (213,7±18,9 et 155,5±12,1 respectivement, Tableau 5.5) et suggèrent un remaniement de grains ayant été blanchis de manière incomplète. Les échantillons BRA-02 et BES-01 donnent en revanche des âges tardiglaciaires. La datation par luminescence de BRA-02 n'est pas assez précise par rapport aux âges d'exposition présents en Maurienne pour définir l'âge de cette fluctuation du glacier de l'Arc au niveau du Verney. Néanmoins, la datation par luminescence de BRA-02 correspond au Tardiglaciaire et est compatible avec les âges d'exposition. BES-01 indique le dépôt du delta du Ribon à 13,6 ± 0,9 ka (Tableau 5.5 et Figure 5.39).

<table><caption>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.</caption><thead><tr><th rowspan="3">Echantillon</th><th rowspan="3">Lat<br>(°dec)</th><th rowspan="3">Long<br>(°dec)</th><th colspan="3">Concentration radionucléides</th><th rowspan="3">Taux de<br>dose total<br>(Gy ka<sup>-1</sup>)</th><th rowspan="3">Nbr total<br>d'aliquotes<br>/grains</th><th rowspan="3">CAM D<sub>e</sub><br>non corrigé<br>(Gy)</th><th rowspan="3">OD<br>(%)</th><th rowspan="3">FMM<br>D<sub>e</sub> non<br>corrigé<br>(Gy)</th><th rowspan="3">g2days<br>(%/décroissance)</th><th rowspan="3">Age CAM<br>(ka)</th><th rowspan="3">Age FMM<br>(ka)</th></tr><tr><th colspan="2">U<br>(ppm)</th><th><sup>40</sup>K(%)</th></tr><tr><th>1.15±<br>0.23</th><th>4.61±0.1<br>8</th><th>0.67±0.0<br>1</th></tr></thead><tbody><tr><td>BRA-01</td><td>45,2347</td><td>6,7856</td><td>1.21±<br>0.11</td><td>5.54±0.1<br>9</td><td>0.91±0.0<br>1</td><td>2.344±0.09<br>3</td><td>24</td><td>351.3±19.4</td><td>27</td><td>-</td><td>1.7±0.5</td><td>213.7±18.9</td><td>-</td></tr><tr><td>BRA-02</td><td>45,2353</td><td>6,7856</td><td>1.42±<br>0.14</td><td>5.41±0.1<br>3</td><td>0.89±0.0<br>1</td><td>2.346±0.09<br>4</td><td>22</td><td>83.5±14.2</td><td>79</td><td>36.4±7.9</td><td>1.5±0.5</td><td>40.8±7.5</td><td>17.65±4.04</td></tr><tr><td>BES-01</td><td>45,3144</td><td>6,9838</td><td>1.53±<br>0.27</td><td>5.88±0.1<br>3</td><td>1.09±0.0<br>1</td><td>2.473±0.10<br>6</td><td>24</td><td>31.8±1.7</td><td>26</td><td>-</td><td>0.8±0.5</td><td>13.6±0.9</td><td>-</td></tr><tr><td>LSB-01</td><td>45,2851</td><td>6,864</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>24</td><td>348.5±14.7</td><td>20</td><td>-</td><td>1.0±0.5</td><td>155.5±12.1</td><td>-</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_125.png" /></figure>

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). Les courbes en traits pleins représentent les âges OSL calculés avec le modèle statistique CAM, la courbe en pointillés représente l’âge OSL de BRA-02 calculé avec le modèle statistique FMM. Les droites verticales rouges indiquent l’âge moyen de chaque échantillon.

### 5.3.3 Interprétation et discussion

A partir des données sédimentologiques et de chronologie quantitative, il est possible de définir et de dater les principales fluctuations du glacier de l'Arc au Tardiglaciaire. Les réavancées glaciaires seront qualifiées de « stades » et les retraits seront nommés « étapes ».

Les étapes de Montsapey, du Pas du Roc et d'Aussois indiquent un retrait du glacier de l'Arc entre 16,7 et 14,5 ka (Tableau 5.6). Ce retrait glaciaire est contemporain de la fin de l'événement de Heinrich 1 et du Bølling-Allerød marqué par un fort réchauffement climatique (Figure 5.40).

Les analyses sédimentologiques indiquent que les affleurements du Verney et de Lanslebourg marquent chacun une avancée glaciaire (Figure 5.40) sur un dépôt deltaïque et un dépôt de cône proglaciaire sous-aquatique respectivement. Les deux stades du Verney et de Lanslebourg ont un âge compris entre l'âge des blocs erratiques d'Aussois à 14,5 ka et l'âge du delta du Ribon à 13,6 ka (Tableau 5.6). En outre, les âges très vieux non blanchis retrouvés dans les dépôts de bottom set du Verney et dans le dépôt de cônes proglaciaires sous-aquatiques montrent que les grains ont été transportés à l'abri de la lumière, ce qui confirme la présence d'un environnement lacustre très proximal, limitant ce blanchiment (Duller, 2008).

L'âge du delta du Ribon indique un remplissage deltaïque du lac de Bessans à 13,6 ka, correspondant à un âge minimum de la formation du paléolac, et donc indirectement de l'écroulement de la Madeleine. L'âge radiocarbone du remplissage lacustre en amont du Col de la Madeleine à 10,52-8,33 ka cal BP (Figure 5.11) (Couture, et al., 1997), indique que le lac de Bessans a subsisté pendant une période de
temps comprise entre environ 5 et 3 ka. Les blocs glaciaires posés sur la moraine externe de Bessans correspondent à un stade de réavancée glaciaire daté par âges d'exposition à 12,5 ka. Cette chronologie suggère une avancée glaciaire contemporaine du paléolac de Bessans. Ce modèle est confirmé par une étude sédimentaire et géomorphologique suggérant la présence d'un lac avant l'avancée du glacier de l'Arc (Letourneur, et al., 1983). Le stade de réavancée du glacier de l'Arc à Bessans correspond à l'événement froid du Dryas récent à 12,7-11,7 ka (Figure 5.40). En comparaison, une double moraine dans la vallée de la Romanche correspond à la réavancée du glacier de la Romanche à 13,0 ± 1,1 ka, et à 12,4 ± 1,5 ka (Chenet, et al., 2016). A l'échelle des Alpes, le stade de Bessans confirme une réponse des glaciers alpins au refroidissement du Dryas récent.

Parmi les trois stades du glacier de l'Arc (Verney, Lanslebourg et Bessans), seulement un est associé à la préservation de moraines. A l'affleurement du Verney, l'absence de moraine et même de till peut s'expliquer par une importante efficacité du transport de sédiment du glacier jusqu'au domaine proglaciaire. Ce transfert de sédiments a lieu grâce aux rivières proglaciaires, probablement mis en évidence par les dépôts fluviaux ou fluvioglaciaires du Verney. Ainsi si une moraine frontale se forme, elle est rapidement détruite par les écoulements fluvioglaciaires. Ce type de système est favorisé lors d'une production de glace importante par rapport à l'apport de sédiments au glacier (Owen & Derbyshire, 1989; Shroder, et al., 2000; Benn, et al., 2003). Dans le cas de Lanslebourg, l'absence de moraines est expliquée par le fait d'un transfert de sédiment sous-glaciaire aux cônes sous-aquatiques proglaciaires, ne permettant pas la formation de moraines. Pour le stade de Bessans, les moraines frontales sont bien préservées. Ceci est à relier au fait qu'à cette étape, le glacier de l'Arc est petit, et le volume de glace est faible par rapport à l'apport de sédiments au glacier. Cette forte concentration en sédiment favorise la formation de moraines (Owen & Derbyshire, 1989; Shroder, et al., 2000; Benn, et al., 2003). Entre les trois stades d'avancées glaciaires du Verney, de Lanslebourg et de Bessans, la position du front du glacier de l'Arc est passée par un maximum inconnu, situé en amont de la dernière réavancée.

Les trois stades du glacier de l'Arc sont limités à la fin du tardiglaciaire rappelant le cas du glacier de la vallée de la Romanche où seules les réavancées Dryas récent ont été mises en évidence (Chenet, et al., 2016). De même, des études relatives à la vallée de l'Arve ont mis en évidence plusieurs stades glaciaires au Tardiglaciaire. Ces stades ont laissé des morphologies sur les versants de la vallée, les morphologies frontales sont mal exprimées à cause de la présence de paléolacs (Coutterand & Nicoud, 2005).

<table><caption>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</caption><thead><tr><td>Fluctuation</td><td>Age (ka)</td><td>Distance du site (km)</td></tr></thead><tbody><tr><td>Etape de Montsapey</td><td>16,7-14,6</td><td>112</td></tr><tr><td>Etape du Pas du Roc</td><td>15,26 ± 0,68</td><td>72</td></tr><tr><td>Etape d'Aussois</td><td>14,49 ± 0,55</td><td>42</td></tr><tr><td>Stade du Verney</td><td>14,5-13,6</td><td>38</td></tr><tr><td>Stade de Lanslebourg</td><td>14,5-13,6</td><td>29</td></tr><tr><td>Stade de Bessans</td><td>12,46 ± 0,78</td><td>18</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_126.png" /></figure>

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. La courbe bleue en pointillée représente la position supposée du front du glacier de l'Arc entre les stades d'avancée du Verney, de Lanslebourg et de Bessans. Ces fluctuations du glacier de l'Arc sont positionnées par-dessus les données de δ¹⁸O sur l'axe des ordonnées de gauche provenant de Luetscher et al. (2015 ; entre 19 et 14,7 ka ; en gris clair) et de Li et al. (2021 ; entre 15,2 et 11 ka ; en gris foncé).

### 5.3.4 Conclusion

Au Verney, les analyses sédimentologiques montrent le passage d'un environnement proglaciaire proximal marqué par un cône sous-aquatique proglaciaire, à un environnement lacustre. Cet environnement lacustre est caractérisé par la présence d'un bottomset et d'un foreset de Gilbert delta. Ces bottomsets et foresets montrent des déformations témoignant de contraintes en compression, en cisaillement simple et de conditions de surpression de fluide. Ces déformations suggèrent une avancée du glacier de l'Arc sur le système deltaïque du Verney. Le retrait définitif du glacier de l'Arc dans cette zone est marqué par des écoulements fluviatiles ou fluvioglaciaires venant recouvrir les dépôts deltaïques.

L'affleurement de Lanslebourg montre la présence de faciès mis en place dans un environnement lacustre et sous des régimes supercritiques. Cette association est caractéristique de cônes sous-aquatiques de marge glaciaire. Plus précisément, trois cônes mis en place dans des conditions de plus en plus proximales vers le haut ont été mis en évidence, suggérant une avancée du glacier de l'Arc. Cette avancée est aussi attestée par des déformations en compression.

La synthèse des contraintes chronologiques apportées par les âges d'exposition et les âges par luminescence des dépôts du Verney et de Lanslebourg donnent une vision de la dynamique de déglaciation du glacier de l'Arc au Tardiglaciaire. Nous avons déterminé l'âge et les caractéristiques de six fluctuations du glacier de l'Arc. Plus précisément, trois étapes de retrait ont été définies et datées par âges d'exposition sur blocs erratiques respectivement à 16,7-14,6 ; 15,3 et 14,5 ka en aval du bassin
versant de l'Arc. Trois stades de réavancée glaciaire localisés en partie amont ont été retrouvés. Les deux plus anciens ont été mis en évidence au Verney et à Lanslebourg et datés grâce aux âges d'exposition et OSL entre 14,5 et 13,6 ka. Le dernier stade localisé le plus en amont se manifeste par la présence de cordons morainiques frontaux datés par âges d'exposition sur blocs glaciaires à 12,5 ka.

## 5.4 RECONSTITUTIONS GLACIAIRES

Cette partie correspond à l'application d'un modèle permettant de reconstituer la géométrie du glacier de l'Arc au cours de ses différentes étapes de retrait et stades de réavancée mis en évidence au Tardiglaciaire. Ces modélisations doivent permettre de calculer les paléo-ELA, et de définir la variation de volume et de bilan de masse moyen du glacier de l'Arc entre 16,7 et 12,5 ka.

### 5.4.1 Application du modèle

Les reconstitutions du glacier de l'Arc ont été réalisées en suivant le protocole décrit dans le chapitre 3 « Méthodes ». Ces reconstitutions ont été générées pour reconstituer le glacier de l'Arc lors de chaque étape de retrait et chaque stade d'avancée mis en évidence. Aussi, une reconstitution du glacier du Doron a été réalisée afin de vérifier si ce glacier est à l'origine d'un barrage glaciaire responsable du paléolac de Lanslebourg comme proposé par Hugonin, (1988).

Les vallées actuelles du bassin versant de l'Arc ont été utilisées pour définir les paléolignes de flux glaciaire car elles représentent également les systèmes de vallée ayant été englacées lors des glaciations du dernier cycle glaciaire. Les vallées de longueur inférieure à 2,5 km environ n'ont pas été retenues afin de ne pas créer des lignes de flux trop complexes. De plus, les paléozones d'accumulation glaciaires ont été localisées grâce aux moraines cartographiées sur l'ensemble du bassin versant (Barféty, 1980; Barféty, 1984; Debelmas, 1989; Fudral, et al., 1994). Ces paléozones d'accumulation correspondent aux sommets ou aux cirques localisés en amont des moraines. Ainsi, les lignes de flux des paléoglaciers ont été définies manuellement en passant par le centre des principales vallées actuelles du bassin versant de l'Arc et en rejoignant les paléozones d'accumulation. Les lignes de flux ont été construites pour chaque étape définie grâce aux données de chronologie absolue.

La valeur choisie par défaut pour le cisaillement basal des reconstitutions des paléoglaciers tardiglaciaires de la vallée de l'Arc est de 100 kPa. Cette valeur a été ajustée dans le cas où la pente de la surface de la glace des reconstitutions pouvait être fixée.

Les profils permettant de définir les facteurs de formes ont été placés dans les zones de rétrécissement ou d'élargissement significatives de la vallée comme les verrous et ombilics respectivement.

Les morphologies glaciaires sont présentes de manière discontinue sur les versants de la vallée et très rarement préservées en fond de vallée. Cela ne permet pas de reconstituer la géographie des paléoglaciers du Tardiglaciaire de la Maurienne. Seules les moraines frontales localisées à Bessans permettent de positionner le front du paléoglacier principal. Ainsi, pour chaque étape de retrait glaciaire, la paléogéographie du paléoglacier a été ajustée de manière à ce que les bordures ou le front glaciaire soient en contact avec les blocs erratiques et glaciaires datés. De même, pour les stades mis en évidence par les analyses sédimentologiques, la position du paléoglacier a été ajustée pour être en accord avec les reconstitutions paléogéographiques proposées. Ces ajustements ont été réalisés en modifiant la position vers l'aval ou vers l'amont du front du paléoglacier.

Le volume des paléoglaciers est calculé pour chaque fluctuation en utilisant Qgis. Pour une fluctuation, le MNT directement localisée sous la reconstitution glaciaire est extrait (MNT découpé). Qgis permet de calculer un volume par rapport à un plan de référence localisé à une altitude ici choisie à 0 m. Ainsi le volume de la reconstitution glaciaire est soustrait au volume du MNT découpé pour obtenir le volume du paléoglacier. La variation de volume du glacier de l'Arc a été calculée par régression linéaire des volumes de glace par rapport au temps. L'incertitude associée a la variation de volume correspond à l'erreur standard de la régression.
Les ELA ont été calculées avec la toolbox « ELA_calculation_toolbox » sur Arcgis (Pellitero, et al., 2015). Pour la méthode AABR (Area-Altitude Balance Ratio), le ratio entre le gradient d'accumulation et d'ablation utilisé est de 1,59, il correspond à une valeur moyenne pour les Alpes européennes (Rea, 2009). Pour la méthode AAR (Accumulation Area Ratio), le ratio entre les aires des zones d'accumulation et d'ablation utilisé est de 0,67 (Pellitero, et al., 2015). Les ELA calculées par les méthodes AABR et AAR ont été calculées pour chaque fluctuation du glacier de l'Arc.

Le bilan de masse spécifique géodésique moyenné par la surface en mètre équivalent eau par an (m. eq e. ans⁻¹) correspond à un bilan de masse moyen. Ce bilan de masse en m eq e. ans⁻¹ correspond à la variation de l'épaisseur moyenne d'un glacier sur un intervalle de temps donné (Carturan, et al., 2013; Fischer, et al., 2015). Pour le glacier de l'Arc, le bilan de masse a été calculé par régression de l'épaisseur moyenne du glacier en fonction du temps. L'incertitude associée au bilan de masse correspond à l'erreur standard de cette régression.

## 5.4.2 Résultats

Les reconstitutions ont été réalisées pour les fluctuations du glacier de l'Arc datées à Montsapey, au Pas du Roc, à Aussois, au Verney, à Lanslebourg et à Bessans. Pour la reconstitution du stade de Bessans, la valeur du cisaillement basal a été ajustée grâce à la contrainte géométrique apportée par les âges d'exposition sur polis issus de Couette et Ghienne (in prep.), de mêmes âges que la moraine frontale de Bessans. Cette contrainte a permis de fixer la pente de la surface du glacier et de trouver un cisaillement basal à 235 kPa.

Les reconstitutions montrent le retrait progressif du front glaciaire et la diminution de l'épaisseur du glacier de l'Arc depuis la reconstitution de Montsapey, jusqu'à celle de Bessans. Aussi, la surface du glacier décroit progressivement de Montsapey jusqu'à Bessans (Figure 5.41 à Figure 5.46, Tableau 5.7). Pour l'étape de Montsapey, la reconstitution glaciaire est limitée au bassin versant de l'Arc. Cependant, le front du glacier de l'Arc lors de l'étape de Montsapey est en réalité localisé en aval de l'exutoire du bassin versant. Le glacier de l'Arc est alors en confluence avec le glacier de l'Isère s'écoulant depuis la zone d'accumulation de la Tarentaise (Coutterand, 2010). Tous les blocs échantillonnés sauf ceux de Bessans, sont localisés au-dessus du fond de la vallée, le front du glacier de l'Arc est donc situé plus en aval par rapport à la position des sites datés.

Le front de la reconstitution du glacier du Doron (Figure 5.45) a été positionné au niveau de Sollières comme suggéré dans le travail de Hugonin (1988). L'altitude reconstituée de la surface du glacier du Doron (environ 1498 m d'altitude) en aval du verrou du bassin de Lanslebourg est supérieure à l'altitude des dépôts lacustres (environ 1400 m d'altitude). Le glacier du Doron est donc susceptible d'avoir formé un barrage glaciaire à l'origine des dépôts lacustres de Lanslebourg. En outre, les ELA calculées pour le glacier du Doron (AAR : 2575 m d'altitude, AABR : 2526 m d'altitude) sont supérieures aux ELA calculées pour le glacier de Lanslebourg (AAR : 2411 m d'altitude, AABR : 2511 m d'altitude). Ces résultats indiquent que le glacier du Doron a pu s'écouler plus en aval de Sollières en même temps que le front du glacier de l'Arc était localisé à Lanslebourg (Figure 5.45). Ce résultat confirme l'hypothèse d'un barrage glaciaire de la vallée par le glacier du Doron, lorsque le glacier de l'Arc était plusieurs kilomètres en amont (Hugonin, 1988).

### 5.4.2.1 Variations de la ELA du glacier de l'Arc pendant le Tardiglaciaire

Les reconstitutions glaciaires montrent une augmentation de l'altitude des ELA depuis l'étape de Montsapey jusqu'au stade de Bessans (Tableau 5.7, Figure 5.47). Cette tendance à l'accroissement de la ELA est principalement vraie pour la méthode AABR, entre 1974 et 2747 m d'altitude. La différence d'altitude entre les méthodes AABR et AAR varie entre 50 et 200 m d'altitude. Entre chaque étape, les différences d'altitudes des ELA varient de 66 à 487 m d'altitude pour la méthode AAR, avec une valeur négative à -40 m d'altitude entre les étapes du Verney et de Lanslebourg. Pour la méthode AABR, les différences d'altitude entre chaque étape varient entre 10 et 337 m d'altitude.
### 5.4.2.2 Variation du volume et bilan de masse moyen du glacier de l'Arc pendant le Tardiglaciaire

Les volumes de glace issus des reconstitutions glaciaires décroissent progressivement depuis l'étape de Montsapey (293 km³) jusqu'à celle de Lanslebourg (22 km³, Tableau 5.7). Malgré son extension plus réduite, le volume de glace de l'étape de Bessans à 27 km³ est supérieur au volume de l'étape précédente de Lanslebourg à 22 km³ (Tableau 5.7). Ceci est lié à la contrainte de cisaillement basal à 235 kPa utilisée pour la reconstitution du stade de Bessans. Cette forte valeur de cisaillement basal est nettement supérieure à celle utilisée pour l'étape de Lanslebourg (100 kPa). Cette valeur de cisaillement basal à 235 kPa génère un glacier plus épais qu'avec un cisaillement basal à 100kPa, donnant en conséquence un volume de glace supérieur.

La variation de volume de l'Arc a été estimée entre les étapes de retrait de Montsapey et Aussois par régression. La régression du volume des trois étapes en fonction du temps a donc été effectuée entre 16,65 et 14,49 ka. De la même manière, le bilan de masse moyen a été calculé par régression de l'épaisseur moyenne du glacier de l'Arc au cours du temps entre 16,65 et 14,49 ka. En réalisant la régression avec la limite inférieure de l'âge de l'étape de Montsapey à 14,58 ka, la variation de volume et le bilan de masse moyen sont entachés d'une incertitude supérieure d'un ordre de grandeur à la grandeur calculée. Seule la variation de volume et le bilan de masse moyen calculés avec la limite supérieure de l'âge de l'étape de Montsapey (16,65 ka) seront retenues. Le bilan de masse moyen estimé est donc une valeur minimum. Finalement, la variation de volume du glacier de l'Arc estimé est de -0,10 ± 0,02 km³.ans⁻¹ et le bilan de masse moyen est de -0.039 ± 0.016 m eq e. ans⁻¹.

<table><caption>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.</caption><thead><tr><th>Fluctuation</th><th>Age (ka)</th><th>Volume (km³)</th><th>Volume (km³ eq. e)</th><th>Surface (km²)</th><th>Épaisseur moyenne (m eq. e)</th><th>ELA AAR</th><th>ELA AABR</th></tr></thead><tbody><tr><td>Etape de Montsapey</td><td>16,7-14,6</td><td>293</td><td>264</td><td>1203</td><td>219</td><td>1774</td><td>1974</td></tr><tr><td>Etape du Pas du Roc</td><td>15,26 ± 0,68</td><td>101</td><td>91</td><td>660</td><td>138</td><td>2261</td><td>2311</td></tr><tr><td>Etape d'Aussois</td><td>14,49 ± 0,55</td><td>65</td><td>59</td><td>418</td><td>140</td><td>2385</td><td>2435</td></tr><tr><td>Stade du Verney</td><td>14,5-13,6</td><td>45</td><td>41</td><td>330</td><td>123</td><td>2451</td><td>2501</td></tr><tr><td>Stade de Lanslebourg</td><td>14,5-13,6</td><td>22</td><td>20</td><td>178</td><td>111</td><td>2411</td><td>2511</td></tr><tr><td>Stade de Bessans</td><td>12,46 ± 0,78</td><td>27</td><td>24</td><td>140</td><td>174</td><td>2697</td><td>2747</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_127.png" /><figcaption>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.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_128.png" /><figcaption>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.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_129.png" /><figcaption>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.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_130.png" /><figcaption>Figure 5.44: Reconstitution du glacier de l'Arc au niveau du Verney et ELA calculées par la méthode AAR en vert et AAPR en rouge.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_131.png" /><figcaption>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. La coupe A montre les glaciers du Doron et de l'Arc sur le profil du substratum rocheux et le verrou délimitant l'extrémité occidentale du bassin de Lanslebourg. Le triangle indique l'altitude maximum des faciès lacustres de Lanslebourg.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_132.png" /><figcaption>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.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_133.png" /><figcaption>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. Le profil en gris correspond au profil du substratum rocheux.</figcaption></figure>

### 5.4.3 Interprétation et discussion

Les différences de ELA observées entre AAR et AABR sont à relier aux hypothèses utilisées par ces deux méthodes. La méthode AAR peut produire une différence de ELA négative entre deux étapes de déglaciations successives (Serra, et al., 2022), comme celle observée entre les étapes du Verney et de Lanslebourg. En effet, l'augmentation de la pente du substratum d'aval en amont peut fortement influencer la valeur de la ELA obtenue par la méthode AAR (Nesje, 1992). Il est également à noter que la géométrie des différents glaciers tributaires peut produire une source d'incertitude dans l'altitude des ELA AAR (Nesje, 1992; Pellitero, et al., 2015). Nous disposons de peu d'informations sur la hauteur de glace et sur la pente du profil longitudinal du glacier de l'Arc. Or, la pente de la surface de la glace a un impact sur le cisaillement basal et donc sur le volume et la surface estimée du glacier de l'Arc. Considérant tous ces facteurs d'incertitude, nous considérons nos valeurs de ELA, de volume et de surface du glacier de l'Arc comme des estimations de premier ordre.
### 5.4.3.1.1 Evolution de la ELA du glacier de l'Arc au Tardiglaciaire

Les ELA ont été calculées pour les étapes de retrait et les stades d'avancées glaciaires. Ainsi entre deux stades glaciaires, la ELA du glacier de l'Arc est passée par un maximum inconnu. Les altitudes des ELA du glacier de l'Arc augmentent tout au long du Tardiglaciaire malgré les variations climatiques de fortes amplitudes de cette période (Figure 5.48). Cette tendance pour le glacier de l'Arc est très visible au Dryas récent où l'altitude de la ELA du stade de Bessans est 923 à 773 m au-dessus de la ELA de l'étape de Montsapey couvrant l'événement de Heinrich 1. Or, lors du Dryas récent et de l'événement de Heinrich 1 les paléotempératures sont similaires d'après les enregistrements paléoclimatiques issus des spéléothèmes alpins (Luetscher, et al., 2015; Li, et al., 2021).

L'augmentation de la ELA du glacier de l'Arc au cours du Tardiglaciaire pourrait être interprétée comme une diminution des précipitations enregistrées tout au long de cette période (Luetscher, et al., 2015; Monegato, et al., 2017; Baroni, et al., 2021). En effet, les précipitations n'ont pas été suffisantes au Dryas récent pour compenser la diminution des températures et pour engendrer une réponse du glacier de l'Arc. L'abaissement de la ELA de ce dernier n'a ainsi pas atteint les valeurs de ELA calculées pour l'étape de Montsapey pendant l'événement de Heinrich 1.

<figure><img src="image_134.png" /><figcaption>Figure 5.48: ELA des fluctuations du glacier de l'Arc au Tardiglaciaire en comparaison avec les enregistrements paléoclimatiques issus du $\delta^{18}$O des spéléothèmes alpins. Les âges des stades de Montsapey, du Verney et de Lanslebourg correspondent à un intervalle de temps. Les données de $\delta^{18}$O sur l'axe des ordonnées de gauche proviennent de Luetscher et al. (2015 ; entre 19 et 14,7 ka ; en bleu clair) et de Li et al. (2021 ; entre 15,2 et 11 ka ; en bleu foncé). Les traits pleins verticaux indiquent les limites entre le Tardiglaciaire et l'Holocène, et les traits pointillés verticaux délimitent les principaux événements climatiques du Tardiglaciaire (Stanford, et al., 2011; Heiri, et al., 2014b; Li, et al., 2021). H : Holocène, B-A : Interstade Bølling-Allerød, DR : Dryas récent, M : Etape de Montsapey, PR : Etape du Pas du Roc, A : Etape d'Aussois, V : Stade du Verney, L : Stade de Lanslebourg, B : Stade de Bessans.</figcaption></figure>

Plus largement à l'échelle des Alpes, certaines études ont calculé l'évolution de l'altitude de la ELA pendant le Tardiglaciaire (Tableau 5.8). Une étude du glacier de la Dora Baltea en Italie indique que la ELA associée à un stade de réavancée pendant l'événement de Heinrich 1 est à une altitude de 2428 m (Serra, et al., 2022), ce qui est plus élevé par rapport à l'altitude de la ELA de l'étape de Montsapey calculée à 1774 m (AAR) et 1974 m (AABR), couvrant la période de temps la plus similaire. En revanche, un stade de réavancée du glacier de la Dora Baltea à 14 ka, est associé à des altitudes de ELA à 2373 et 2523 m d'altitude calculées par les méthodes AAR et AABR respectivement (Serra, et al., 2022). Ces valeurs sont cette fois assez proches des ELA de l'étape d'Aussois (14,5 ka) et des stades du Verney et de Lanslebourg (14,5-13,6 ka) dont les ELA sont situées entre 2385 et 2511 m d'altitude.

Dans les Alpes maritimes et plus précisément dans le bassin de Gesso (Federici, et al., 2016), la différence de ELA avec la Maurienne est minimum au début du Tardiglaciaire (17-16 ka) puis devient maximum jusqu'au Dryas récent (Tableau 5.8, Annexe 4). Cette différence dans l'évolution des ELA entre ces deux régions peut représenter une différence de sensibilité aux conditions climatiques. En effet,
les glaciers maritimes sont très sensibles aux conditions climatiques (Oerlemans & Fortuin, 1992; Nordli, et al., 2003; Nesje, 2009), par rapport aux glaciers continentaux (comme le glacier de l'Arc). Au début du Tardiglaciaire (~17 ka), les apports d'humidité ont lieu principalement par une advection issue de l'Atlantique Nord devenant plus limitée au Dryas récent (Luetscher, et al., 2015; Monegato, et al., 2017), amenant alors des conditions plus sèches (Baroni, et al., 2021). Cette évolution du climat et la différence de sensibilité entre les glaciers des Alpes maritimes et de l'Arc peuvent expliquer la différence d'évolution des ELA entre ces deux régions.

<table><caption>Tableau 5.8: Liste des ELA disponibles dans les Alpes entre 17 et 13 ka.</caption><thead><tr><td>Pays</td><td>Site</td><td>Méthode</td><td>ELA</td><td>Age</td><td>Notes</td><td>Référence</td></tr></thead><tbody><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>1964</td><td>AABR</td><td>17-16 ka (Gschnitz)</td><td>Interprété</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>1809</td><td>AAR</td><td>17-16 ka (Gschnitz)</td><td>Interprété</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>2016</td><td>AABR</td><td>14 ka (Daun)</td><td>Interprété</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>1956</td><td>AAR</td><td>14 ka (Daun)</td><td>Interprété</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>2368</td><td>AABR</td><td>13 ka</td><td>Daté</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>2306</td><td>AAR</td><td>13 ka</td><td>Daté</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>2217</td><td>AABR</td><td>13 ka</td><td>Daté</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Bassin de Gesso</td><td>2207</td><td>AAR</td><td>13 ka</td><td>Daté</td><td>Fédérici et al. (2016)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Dora Baltea</td><td>2428</td><td>AABR</td><td>17-16 ka (Gschnitz)</td><td>Interprété</td><td>Serra et al. (2022)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Dora Baltea</td><td>2428</td><td>AAR</td><td>17-16 ka (Gschnitz)</td><td>Interprété</td><td>Serra et al. (2022)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Dora Baltea</td><td>2523</td><td>AABR</td><td>14 ka (Daun)</td><td>Interprété</td><td>Serra et al. (2022)</td></tr><tr><td>Italie</td><td>Dora Baltea</td><td>2373</td><td>AAR</td><td>15 ka (Daun)</td><td>Interprété</td><td>Serra et al. (2022)</td></tr></tbody></table>

A l'échelle des Alpes françaises, les ELA Dryas récent du glacier de l'Arc (stade de Bessans), sont supérieures aux valeurs de ELA Dryas récent du Mont-Blanc (Protin, 2019), du massif des Ecrins et des Cerces (Annexe 4) (Cossart, et al., 2012; Hofmann, et al., 2019). Les zones d'accumulation du glacier de l'Arc (Figure 5.46), et des glaciers du Mont Blanc, du massif des Ecrins et des Cerces au Dryas récent sont principalement localisées dans des cirques (Cossart, et al., 2012; Protin, 2019). Or, les facteurs locaux ont une influence principalement sur les glaciers de cirques (Kaiming, et al., 2011). Ces forçages locaux incluent 1 : une faible concavité des cirques glaciaires limitant le piégeage d'air froid et l'apport de neige par les avalanches. 2 ; les apports d'énergie solaire. Les facteurs locaux jouent sur des échelles allant du kilomètre à la dizaine de kilomètres (Rabot, 1902) et expliquent des comportements différents de glaciers voisins soumis aux mêmes forçages climatiques (Kuhn, et al., 1985). D'après une synthèse de ELA actuelles, ces forçages locaux expliquent que l'altitude de la ELA moyenne en Maurienne (3090 m d'altitude) soit supérieure par rapport à celle des glaciers du massif du Mont Blanc (2928 m d'altitude) et du massif des Ecrins (3018 m d'altitude, Cossart, 2013). En effet, cette valeur importante en Maurienne a été interprétée comme étant issue d'une forte sensibilité aux forçages locaux par rapport aux forçages régionaux (influence des masses d'air). En se basant sur un raisonnement actualiste, ces forçages locaux pourraient expliquer l'altitude élevée de la ELA du glacier de l'Arc durant le Dryas récent.

A l'échelle du massif alpin, les ELA Dryas récent sont très élevées principalement dans les Alpes rhétiques sud (Baroni, et al., 2017) dans le massif du Grand Paradis (Baroni, et al., 2021) et du Mont Rose (Gross, et al., 1977) par rapport au reste des Alpes (Annexe 4, Figure 5.49). Cette variabilité de ELA durant le Dryas récent à l'échelle des Alpes est principalement corrélée aux précipitations (Kerschner, 1980; Kerschner, et al., 2000; Kerschner, 2005; Isotta, et al., 2014; Fordham, et al., 2017; Karger, et al., 2017; Brown, et al., 2018). Une reconstitution paléoclimatique a montré que les valeurs de ELA élevées sont corrélées à de faibles valeurs de précipitations annuelles moyennes durant le Dryas récent. Ces reconstitutions paléoclimatiques indiquent également des conditions sèches en Vanoise à cette période (Baroni, et al., 2021). Nos valeurs de ELA calculées pour le stade de Bessans font parties
des valeurs les plus élevées des Alpes et sont donc cohérentes avec des paléoprécipitations faibles en Maurienne. Ces conditions sèches dans les Alpes de l'ouest au Dryas récent pourraient être liées aux faibles températures de l'eau de l'Atlantique nord, limitant alors l'accumulation et le transport de chaleur et d'humidité par les vents d'ouest (Brauer, et al., 2008). De plus au Dryas récent, une oscillation Arctique positive (faibles pressions dans la région Groenland-Arctique et fortes pressions sur l'Atlantique nord) était responsable d'un blocage atmosphérique limitant les flux d'air humide (Schenk, et al., 2018).

<figure><img src="image_135.png" /><figcaption>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.</figcaption></figure>

Nos résultats montrent finalement que les ELA du glacier de l'Arc indiquent des conditions climatiques de plus en plus sèches en Maurienne, de l'événement de Heinrich 1 jusqu'au Dryas récent. Au Dryas récent, les ELA élevées du glacier de l'Arc peuvent s'expliquer à l'échelle des Alpes françaises par des forçages locaux et à l'échelle des Alpes européennes, par des forçages climatiques.

### 5.4.3.1.2 La variation de volume et de bilan de masse du glacier de l'Arc

La variation de volume et le bilan de masse moyen du glacier de l'Arc ont été estimés entre les étapes de Montsapey et d'Aussois. En effet, entre ces deux étapes (entre 16,7 et 14,5 ka), le réchauffement climatique enregistré dans les Alpes européennes n'est pas strictement continu, avec un refroidissement lié à l'événement de Heinrich 1 (Luetscher, et al., 2015).

La variation du volume (Tableau 5.7) et le bilan de masse moyen du glacier de l'Arc entre 16,7 et 14,5 ka sont estimés à -0,10 ± 0,02 km³.ans⁻¹ et -0,039 ± 0,016 m eq e. ans⁻¹ respectivement. Ces résultats sont des valeurs moyennes pendant l'événement froid de Heinrich 1 et incluant le réchauffement du début Bølling-Allerød (Figure 5.50). La précision des estimations de variation de volume et de bilan de masse moyen sont limités par une incertitude importante des âges des étapes de retrait de Montsapey, du Pas du Roc et d'Aussois. De plus les reconstitutions glaciaires se sont limitées au bassin versant de l'Arc, empêchant d'obtenir des données en aval de Montsapey, couvrant temporellement la fin de l'événement de Heinrich 1.
<figure><img src="image_136.png" /></figure>

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. Les âges des stades de Montsapey du Verney et de Lanslebourg correspondent à un intervalle de temps. Les données de δ¹⁸O sur l'axe des ordonnées de gauche proviennent de Luetscher et al. (2015 ; entre 19 et 14,7 ka ; en bleu clair) et de Li et al. (2021 ; entre 15,2 et 11 ka ; en bleu foncé). Les traits pleins verticaux indiquent les limites entre le Tardiglaciaire et l'Holocène, et les traits pointillés verticaux délimitent les principaux événements climatiques du Tardiglaciaire (Stanford, et al., 2011; Heiri, et al., 2014b; Li, et al., 2021). H : Holocène, B-A : Interstade Bølling-Allerød, DR : Dryas récent, M : Etape de Montsapey, PR : Etape du Pas du Roc, A : Etape d'Aussois, V : Stade du Verney, L : Stade de Lanslebourg, B : Stade de Bessans.

### 5.4.3.1.3 Comparaison des bilans de masse du glacier de l'Arc et des glaciers alpins actuels

De nombreuses estimations moyennes de bilan de masse des glaciers actuels à l'échelle des Alpes européennes ont été proposées sur un intervalle de temps allant du milieu du 19ème siècle jusqu'au 21ème siècle, intégrant la période du réchauffement climatique actuel (Annexe 5).

Une estimation réalisée sur la période de temps la plus ancienne entre 1850 et 1970 à partir de relevés topographiques donne un bilan de masse à -0,33 m eq e. ans⁻¹ (Hoelzle, et al., 2007). Deux autres estimations couvrant principalement le 20ème siècle, entre 1900 et 2011 et entre 1973 et 1998, réalisées à partir de télédétection et d'extrapolation de mesures de bilans de masse donnent respectivement -0,31 ± 0,04 et -0,36 m eq e. ans⁻¹ (Paul, et al., 2004; Huss, 2012). Entre la fin du 20ème siècle et le début du 21ème, la diminution du bilan de masse devient plus importante. En effet, trois estimations couvrant des périodes entre 1975 et 2000, entre 1979 et 2011 et entre 1983 et 2002, réalisées à partir de télédétection, de mesures in situ et de modélisations donnent respectivement -0,5 ; -0,66 ± 0,27 et -0,85 m eq e. ans⁻¹ (Zemp, et al., 2006; Vincent, et al., 2017; Rabatel, et al., 2016). Enfin deux estimations réalisées au début du 21ème siècle donnent des valeurs de réduction de bilans de masse également importantes. Ces estimations réalisées pour des périodes comprises entre 2000 et 2016 et entre 2003 et 2013 sont issues d'analyses par télédétection et par mesures in situ, et donnent respectivement -0,74 ± 0,20 et -1,63 (Vincent, et al., 2017; Dazave, et al., 2020). Ces valeurs présentent une variabilité, cependant les estimations les plus faibles et les plus fortes de bilan de masse sont respectivement d'un et de deux ordres de grandeur supérieurs aux valeurs calculées pour le glacier de l'Arc au Tardiglaciaires (Figure 5.51).
<figure><img src="image_137.png" /></figure>

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 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. Pour la période actuelle, les barres correspondant aux variations de bilan de masse représentent la moyenne des valeurs trouvées dans la littérature à l'échelle des Alpes et des Alpes Suisses. Les barres d'incertitude correspondent à l'écart type des bilans de masse publiés des glaciers à l'échelle des Alpes et des Alpes Suisses

A l'échelle des Alpes Suisses, des estimations de bilan de masse ont été réalisées sur une période de temps couvrant le 20ème et le début du 21ème siècle (Annexe 5). Plus précisément, une étude couplant télédétection et relevés topographiques a estimé des bilans de masse à -0,29 m eq e. ans⁻¹ entre 1920 et 1960, à -0,03 m eq e. ans⁻¹ entre 1960 et 1980 et à -0,53 m eq e. ans⁻¹ entre 1980 et 2004 (Bauder, et al., 2007). Enfin, une analyse de MNT sur une période comprise entre 1980 et 2010 donne un bilan de masse à -0,62 ± 0,03 m eq e. ans⁻¹ (Fischer, et al., 2015). Ces valeurs de bilan de masse liées au changement climatique entre le 20ème et le début du 21ème siècle sont d'un ordre de grandeur supérieur à la valeur tardiglaciaire calculée pour le glacier de l'Arc (Figure 5.51).

### 5.4.4 Conclusion

Des reconstitutions glaciaires ont été réalisées pour les étapes de retrait de Montsapey, du Pas du Roc, d'Aussois et pour les stades d'avancée du Verney, de Lanslebourg et de Bessans. Les résultats montrent une augmentation de l'altitude des ELA du glacier de l'Arc malgré les fortes variations de paléotempératures du tardiglaciaire, suggérant l'influence de conditions climatiques sèches. Les variations de volumes et de bilan de masse du glacier de l'Arc sont estimées respectivement à -0,10 ± 0,02 km³.ans⁻¹ et -0.039 ± 0.016 m eq e. ans⁻¹ pendant le réchauffement du Bølling-Allerød. Comparées aux valeurs retrouvées pour les glaciers alpins soumis au réchauffement climatique actuel, ces valeurs tardiglaciaires liées à un forçage climatique naturel sont 10 à 100 fois inférieures. Ce dernier résultat souligne encore une fois l'ampleur de l'impact du réchauffement climatique actuel issu de forçages anthropiques sur le retrait des glaciers alpins.

## 5.5 SYNTHÈSE

Ce chapitre a permis de définir la dynamique de retrait des glaciers des Alpes occidentales françaises au Tardiglaciaires, constituant la seconde problématique de ce travail de thèse.

Entre le piémont de l'Est lyonnais et la haute Maurienne, une synthèse des âges d'exposition ¹⁰Be de blocs erratiques et glaciaires échantillonnés dans le cadre de cette thèse et issus de la littérature scientifique ont permis de reconstituer 7 positions glaciaires. Les deux plus anciens stades correspondent aux extensions du LGM à 24-21 ka et 19 ka. Une position du glacier delphino-savoisien à l'entrée du piémont à 16,5 ka marque la disparition du lobe lyonnais du piémont. Des âges d'exposition entre l'entrée du piémont et la partie aval de la Maurienne indiquent un retrait rapide à environ 16,5 ka, probablement favorisé par la présence de grands lacs proglaciaires. Plus en amont, quatre positions glaciaires du glacier de l'Arc ont été identifiées. Ces quatre positions sont localisées à Montsapey, au Pas du Roc, à Aussois, à Bessans et sont datées respectivement à 16,5-14,6 ka; à 15,2 ka; à 14,5 ka et à 12,5 ka.

Des analyses sédimentologiques ont été réalisées sur deux affleurements en Maurienne. L'affleurement le plus en aval au Verney montre le passage d'un cône sous-aquatique proglaciaire à un environnement
lacustre marqué par des bottomsets et foresets de Gilbert delta. Ces dépôts montrent des déformations suggérant une avancée glaciaire. L'affleurement est finalement recouvert de dépôts fluviaux à fluvioglaciaires déposés pendant le retrait définitif du glacier de l'Arc de la zone de l'affleurement. Le second affleurement localisé plus en amont à Lanslebourg, montre la présence de cônes proglaciaires sous-aquatiques.

Les échantillons OSL prélevés dans le bottom set et le dépôt fluviatile / fluvioglaciaire du Verney ainsi que dans un cône proglaciaire sous aquatique de Lanslebourg permettent de dater les deux avancées glaciaires entre 14,5 et 13,6 ka. Ces résultats sédimentologiques et les datations OSL couplées aux âges d'exposition permettent maintenant de reconstituer les fluctuations tardiglaciaires du glacier de l'Arc. Trois étapes de retrait du glacier de l'Arc ont été mises en évidence à 16,5-14,6 ; 15,2 et 14,5 ka, suivit de trois stades de réavancée dont deux datés entre 14,5 et 13,6 ka mis en évidence par les analyses sédimentologiques du Verney et de Lanslebourg et un à 12,5 ka à Bessans. Cette dernière avancée est marquée par une double moraine frontale issue d'une réavancée glaciaire pendant l'événement froid du Dryas récent.

Pour chaque fluctuation du glacier de l'Arc, une modélisation géométrique suivie d'une estimation de l'altitude de la ELA a été réalisée. Des variations de volume et le bilan de masse moyen du glacier de l'Arc ont été estimées entre l'événement de Heinrich 1 et le début du Bølling-Allerød. Les résultats indiquent une augmentation constante de la ELA du glacier de l'Arc malgré les variations de paléotempératures enregistrées au Tardiglaciaire. Cette augmentation de la ELA suggère un climat de plus en plus sec en Maurienne au cours du Tardiglaciaire. Au Dryas récent, l'altitude de la ELA du glacier de l'Arc est similaire aux plus fortes altitudes de ELA estimées pour les glaciers alpins. Ce résultat implique à nouveau des conditions sèches en Maurienne au Dryas récent. Enfin, entre l'événement de Heinrich 1 et le début du Bølling-Allerød, les variations de volume et de bilan de masse moyen estimées sont respectivement de -0,10 ± 0,02 km³.ans⁻¹ et -0,039 ± 0,016 m eq e. ans⁻¹. Comparées aux bilans de masse des glaciers actuels soumis au réchauffement climatique, les valeurs tardiglaciaires du glacier de l'Arc sont 10 à 100 fois inférieures.
# 6 CONCLUSION GÉNÉRALE ET PERSPECTIVES

Dans les Alpes occidentales françaises, la géologie du Quaternaire a été étudiée de manière approfondie et a permis de reconstituer les extensions et les flux de glace des glaciers de ce secteur au cours du dernier cycle glaciaire. Ce travail vise à répondre aux deux problématiques suivantes :

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

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

Ce projet de thèse débute par une analyse sédimentologique et géomorphologique détaillée du complexe morainique du lobe lyonnais et des systèmes fluvioglaciaires associés. Les résultats montrent que ces systèmes fluvioglaciaires sont issus d'un environnement proglaciaire proximal. Des lentilles sableuses contenues dans ces systèmes fluvioglaciaires ont été échantillonnées dans le but de réaliser des datations par luminescence (OSL). Les résultats indiquent une activité fluvioglaciaire à 75-60 ka des terrasses corrélées aux moraines les plus externes (domaine morainique ouest), et à 30-40 ka pour les terrasses corrélées aux moraines intermédiaires (domaine morainique intermédiaire). Ces résultats suggèrent une double avancée ancienne du lobe lyonnais au MIS 4 et au MIS 3 (Figure 6.1), mais n'informent pas sur les extensions du LGM.

Afin d'étudier les fluctuations LGM, des datations par âges d'exposition $^{10}$Be sur blocs erratiques et glaciaires ont été réalisées sur le complexe morainique du lobe lyonnais et sur le reste du piémont. Les résultats indiquent un abandon de blocs à 24-21 ka et suggèrent que le lobe lyonnais est retourné sur le piémont au LGM et a atteint à nouveau le domaine morainique intermédiaire. Cette avancée LGM du lobe lyonnais est moins étendue que l'extension du MIS 4, et montre une extension confondue ou très similaire à celle du MIS 3. Les âges d'exposition sur des blocs glaciaires localisés sur le domaine morainique est indiquent une réavancée/stabilisation du lobe lyonnais à ~19 ka (Figure 6.1). Enfin à ~16,5 ka, le lobe lyonnais disparait définitivement du piémont. Cette étude montre que dans ce contexte de piémont où les morphologies sont plus ou moins bien préservées, l'analyse morphologique seule sans la chronologie (et inversement) peut induire des erreurs sur l'interprétation des paléogéographies et de leur âge.

Ces résultats contredisent les modèles conceptuels et numériques qui n'indiquaient pas de retour du lobe lyonnais sur le piémont au LGM. Nôtre chronologie des fluctuations du lobe lyonnais du MIS 4 jusqu'au LGM comblent une lacune de l'histoire des glaciations des Alpes.

En amont du piémont, des blocs erratiques et glaciaires localisés entre la cluse de Chambéry et la vallée de la Maurienne ont été datés par âges d'exposition $^{10}$Be pour reconstituer la dynamique de déglaciation dans les Alpes occidentales françaises au Tardiglaciaire. Avec d'autres âges d'exposition déjà publiés, ces résultats permettent de reconstituer les positions du glacier delphino-savoisien (cluse de Chambéry et vallée de l'Isère) et du glacier de l'Arc (vallée de la Maurienne) entre ~16,5 et ~12,5 ka. Entre le piémont et la partie aval de la Maurienne, des âges d'exposition similaires indiquent un retrait rapide à environ 16,5 ka sur ~120 km, potentiellement favorisé par la présence de lacs proglaciaires. Ces datations permettent de situer des positions glaciaires sans identifier les fluctuations (avancées et retraits).

En Maurienne, pour mettre en évidence ces fluctuations, nous avons mis en œuvre une analyse sédimentologique sur quelques sites remarquables renseignant sur les paléoenvironnements liés à la déglaciation. Les analyses OSL apportent des informations complémentaires sur la chronologie et sur les processus sédimentaires identifiés. Les analyses sédimentologiques ont été réalisées sur deux sites localisés dans des ombilics. Le site le plus en aval, au Verney, montre le passage d'un cône sous-aquatique proglaciaire à un milieu lacustre marqué par des bottomsets et foresets issus d'un Gilbert delta. Des déformations compressives et indiquant une surpression de fluides dans ces dépôts suggèrent
une récurrence du glacier de l'Arc. L'ensemble est finalement recouvert par des dépôts fluviaux ou
fluvioglaciaires déposés pendant le retrait définitif du glacier de l'Arc. Le second site localisé 20 km en
amont, à Lanslebourg, montre la présence de cônes proglaciaires sous-aquatiques. Une réavancée
glaciaire a été mise en évidence par des faciès de plus en plus proximaux vers le haut de la série
sédimentaire et par des déformations en compression. Ces analyses mettent finalement en évidence deux
réavancées glaciaires, ce qui montre que la dynamique de la déglaciation de la Maurienne est plus
complexe qu'en prenant en compte uniquement les âges d'exposition et les morphologies glaciaires.

En tenant compte les âges d'exposition, les âges par luminescence et les analyses sédimentologiques,
nous proposons la dynamique de déglaciation de la Maurienne suivante : Trois étapes de retrait sont
datées à 16,7 -14,6 ka à l'entrée de la Maurienne à Montsapey, à ~15,3 ka au Pas du Roc, à ~14,5 ka à
Aussois. Deux stades de réavancée ont été mis en évidence au Verney et à Lanslebourg à 14,5 et 13,6
ka au Bølling-Allerød et un dernier à Bessans à ~12,5 ka pendant l'événement froid du Dryas récent
(Figure 6.1).

<figure><img src="image_138.png" /><figcaption>Figure 6.1: Diagramme position du front-temps résumant les fluctuations des glaciers des Alpes occidentales françaises du Pré-LGM au Dryas récent. DME : Domaine morainique est, DMI : Domaine morainique intermédiaire, DMO : Domaine morainique ouest, Sd. V : Stade du Verney, Sd. L : Stade de Lanslebourg, Sd. B : Stade de Bessans.</figcaption></figure>

Pour chacune des fluctuations du glacier de l'Arc, une modélisation géométrique a été réalisée suivit
d'une estimation de la variation du volume, du bilan de masse moyen et de l'altitude de la ELA. Les
résultats montrent une augmentation de la ELA du glacier de l'Arc entre 16,7 et 13,6 ka, malgré les
oscillations de paléotempératures enregistrées. Cette augmentation de la ELA suggère les précipitations
ne compensent pas les diminutions de température en Maurienne entre ~16,7 et ~12,5 ka. Enfin, la
variation de volume et le bilan de masse moyen estimé entre 16,7 et 14,5 ka, couvrant l'événement de Heinrich 1 (événement froid) et le début du Bølling-Allerød (période chaude), sont respectivement de -0,10 ± 0,02 km³·ans⁻¹ et -0,039 ± 0,016 m eq e. ans⁻¹. Comparé aux bilans de masse des glaciers actuels soumis au réchauffement climatique en cours, les valeurs tardiglacaires du glacier de l'Arc sont 10 à 100 fois inférieures. Ceci est un exemple rare à l'échelle mondiale où nous pouvons estimer un bilan de masse sur plusieurs étapes de retrait au cours de la déglaciation post-LGM. Cela constitue une comparaison fondamentale pour mieux comprendre l'envergure du réchauffement climatique actuel soumis à des forçages anthropiques.

Dans la méthode de modélisation géométrique du glacier de l'Arc que nous avons utilisé, le cisaillement basal est une des variables difficiles à quantifier qui influence la géométrie des reconstitutions et donc la position des ELA, les volumes et le bilan de masse. Ce modèle reste donc purement géométrique et n'intègre pas de variables climatiques. Aussi, afin de mieux comprendre la variabilité climatique durant le Tardiglacaire, il serait envisageable d'utiliser des modèles de reconstitution glaciaire plus complexe, intégrant l'écoulement glaciaire et une dynamique climatique. Nous proposons alors, d'utiliser un modèle intégrant ces deux paramètres comme le modèle PDD (Positive Degree-Day). Ce modèle relativement robuste, permettrait de reconstituer des glaciers à partir des conditions climatiques (température et précipitation). Ainsi, une modélisation PDD des glaciers des Alpes occidentales françaises jusqu'à Culoz et du glacier de l'Arc permettrait de discriminer les variables climatiques contrôlant la fonte rapide ayant eu lieu à environ 16,5 ka.

Il serait donc intéressant d'étudier la dynamique de retrait des autres vallées constituant le bassin versant du lobe lyonnais. Notamment entre le piémont et les moraines du Dryas récent de la Vallée de l'Arve, où la plupart des stades glaciaires du Tardiglacaire n'ont pas été datés.

En dehors du bassin versant du lobe lyonnais, la région du Genevois est très riche en dépôts et morphologies glaciaires permettant des datations par exposition et par luminescence. En effet, l'âge des fluctuations de la partie occidentale du glacier du Rhône au Pléistocène supérieur est mal connu.

Plus largement dans les Alpes, l'impact du réchauffement climatique durant le Bølling-Allerød est difficile à mettre en évidence car souvent obtéré par les avancées ultérieures du Dryas récent. Ainsi, rechercher et définir l'impact d'un évènement climatique de type « tipping point », sur les modalités et les processus de fonte des glaciers alpins est un analogue permettant de mieux comprendre le retrait des glaciers actuels soumis au réchauffement climatique anthropique.

Les chronologies des fluctuations glaciaires durant le LGM et le Tardiglacaire mises en évidence dans le Massif Central, dans les Pyrénées ou encore dans les Vosges seraient intéressantes à comparer avec nôtre chronologie des fluctuations des glaciers des Alpes occidentales françaises. En effet, comparer la chronologie des fluctuations glaciaires dans des zones soumises à l'influence de masses d'air différentes peut être un outil pour mieux comprendre le paléoclimat en Europe de l'ouest.
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