LES GLACIATIONS QUATERNAIRES DANS LES PYRÉNÉES ARIÉGEOISES : APPROCHE HISTORIOGRAPHIQUE, DONNÉES PALÉOGÉOGRAPHIQUES ET CHRONOLOGIQUES NOUVELLES

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Magali DELMAS1, Marc CALVET1, Yanni GUNNELL2, Régis BRAUCHER3

& Didier BOURLÈS3

RÉSUMÉ

Cette étude présente à la fois un intérêt historiographique, méthodologique et paléoenvironnemental. Historiographique d’abord, car elle fait le point sur un siècle de travaux, d’Albrecht Penck (1883) à François Taillefer (1985), sur les glaciations quater-naires dans les Pyrénées de l’Ariège. Elle montre en particulier comment le polyglacialisme alpin a cédé tardivement la place à un modèle monoglacialiste et comment ce dernier a durablement faussé les interprétations chronologiques ultérieures. Méthodologique ensuite, car elle souligne à quel point la mise en place d’une chronologie relative des séquences de formes et de dépôts glaciaires est un préalable nécessaire à toute tentative de datation absolue de ces assemblages de formes. Paléoenvironnementale enfin, puisque l’emprise spatiale et la chronologie de 6 stades d’englacement würmiens et anté-würmiens est restituée à partir d’une analyse croisée de la répartition des dépôts de marge glaciaire et de 37 datations par le 10Be, un nucléide cosmogénique produit in situ. Les résultats montrent qu’un paléoenglacement antérieur au MIS 5e s’est avancé au-delà de l’emprise würmienne maximale ; cette dernière a été délimitée localement à partir des dépôts de marge glaciaire les plus externes attribués au cycle glaciaire würmien compte tenu de leur faible état d’altération. On montre aussi que l’emprise würmienne maximale est contemporaine du stade isotopique 4 (MIS 4), que des fluctuations plurikilométriques du front glaciaire ariégeois sont survenues durant le MIS 3 et que le Global LGM représente la dernière poussée glaciaire de grande d’ampleur bien que légèrement en retrait par rapport à l’emprise würmienne maximale. Immédiatement après le Global LGM, une phase de déglaciation majeure cantonne les fronts glaciaires aux hautes vallées. Au Dryas ancien, des gla-ciers de vallée de 20 et 6 kilomètres occupent respectivement la haute vallée de l’Ariège et le vallon de Suc, un affluent du Vicdessos.

Mots-clés : morphostratigraphie, chronostratigraphie, datation 10Be, emprise glaciaire würmienne maximale, Global LGM, Tardi-glaciaire, Pyrénées

ABSTRACT

QUATERNARY GLACIATIONS IN THE EASTERN PYRENEES (ARIÈGE): HISTORIOGRAPHICAL APPROACH, NEW PALEOGEOGRAPHICAL AND CHRONOLOGICAL DATA

This study examines the evidence for Pleistocene glacier extent in the north-central Pyrenees from three perspectives: the history of scientific ideas, the evolution of geomorphological research methods, and recent progress in the reconstruction of Pyre-nean palaeoenvironments. From Albrecht Penck (1883) to François Taillefer (1985) we first provide an overview of one century of field investigations into the glacial palaeogeography of the Ariège catchment. We show how the initial adoption of Penck & Brückner’s Alpine model involving multiple glaciations was soon replaced by a rival monoglacialist theory, which has cast a lasting shadow over attempts at producing an objective chronology of Pleistocene glaciations. Our focus on research methods emphasizes the great importance of geomorphological mapping. This is because the synoptic examination of landform assemblages assists in establishing a relative chronology of ice movement across each part of the landscape, and dictates the sampling strategy required for direct radiometric dating of landform sequences. Based on these methods it has been possible to reconstruct past Pyrenean environ-ments in more detail than previously achieved. Six stades of Würmian and earlier glaciations have now been established based on a population of 37 in situ-produced 10Be nuclide samples collected from the extent ice-marginal landforms generated by the Ariège outlet glacier and its tributaries. Partly based on sharp contrasts in glacial sediment weathering intensities, results reveal that a ante-MIS 5e valley glacier extended beyond the outermost Würmian terminal moraine. The age of the Würmian maximum ice extent is shown to correlate with Marine Isotope Stage 4 (MIS 4), and the ice front underwent fluctuations of several kilometres during MIS 3. The Global LGM is recorded as the last substantial glacier readvance although the ice front did not quite reach its MIS 4 maximum. Rapid meltback ensued, with glacier fronts during the Oldest Dryas occurring in the upper valleys of both Ariège River and Suc, a tributary of the Vicdessos River.

Keywords: morphostratigraphy, chronostratigraphy, 10Be dating, Würmian maximum ice extent, Global LGM, Lateglacial, Pyrenees

1 Université de Perpignan Via-Domitia, EA 4605 Médi-Terra, 52 avenue Paul Alduy, F-66860 PERPIGNAN. Courriel : magali.delmas@univ-perp.fr, calvet@univ-perp.fr2 Université Lumière-Lyon 2, UMR CNRS 5600 Environnement, Ville, Société, Faculté GHHAT, 5 avenue Pierre Mendès-France, F-69676 BRON cedex. Courriel : yanni.gunnell@univ-lyon2.fr3 CEREGE, UMR CNRS-Aix Marseille Université 6635, Technopôle de l’Arbois BP 80, F-13545 AIX-EN-PROVENCE cedex 4. Courriel : braucher@cerege.fr, bourles@cerege.fr

Quaternaire, 23, (1), 2012, p. 61-85

Manuscrit reçu le 05/04/2011, accepté le 07/11/2011

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1 - INTRODUCTION

L’établissement d’une chronologie relative desséquences de formes et de dépôts glaciaires et la recons-titution paléogéographique des stades d’englacementsassociés restent un préalable nécessaire à toute tentativede datation radiométrique, quelle que soit la méthodeutilisée, car cela permet d’extrapoler à l’échelle de l’en-semble du bassin glaciaire les données chronologiquesacquises ponctuellement, à l’échelle du site. Ceci est parti-culièrement utile dans le cas de datations par les nucléidescosmogéniques produits in situ car le caractère ubiquistedes cibles d’échantillonnage (le quartz pour le 10Be et 26Al,le calcaire pour le 36Cl) permet de multiplier les mesureset de disposer, in fine, de jalons chronologiques en rela-tion avec chacun des stades d’englacement identifiés surle bassin glaciaire. Or, comme pour toutes les méthodesde datation, l’interprétation des datations 10Be nécessiteune analyse critique qui consiste à raisonner (i) à l’échelledu site d’échantillonnage sur l’histoire d’exposition dessurfaces rocheuses échantillonnées, et (ii) à l’échelledu bassin glaciaire afin de tester la cohérence internedes données cosmogéniques ainsi que, éventuellement,la compatibilité de ces données avec d’autres donnéeschronologiques disponibles pour le bassin et/ou avec desdonnées paléoenvironnementales régionales.

Le bassin glaciaire ariégeois est le plus oriental des grands glaciers de vallée composites nord-pyrénéens (fig. 1). Il a fait l’objet depuis la fin du xixe siècle de plusieurs travaux d’inventaire des formes et des forma-tions glaciaires. Ces travaux fournissent une base descrip-tive et cartographique d’une très grande richesse mais dont les attributions chronologiques et les corrélations cartographiques sont largement critiquables car fondées

sur des paradigmes et des conceptions du Quaternaire que l’on sait aujourd’hui obsolètes. Après un retour critique sur ce siècle de travaux, on s’attachera ici à présenter les données chronostratigraphiques et paléogéographiques récemment acquises au sujet de ce bassin glaciaire. L’objectif est de montrer comment la mise en place d’une chronologie relative détaillée des formes et formations glaciaires suivie d’une reconstitution paléogéographique de plusieurs stades d’englacement a permis de tirer parti au mieux des datations radiométriques (10Be, 14C et U-Th) récemment acquises (Delmas et al., 2011) ou déjà publiées (Sorriaux, 1981, 1982 ; Jalut et al., 1982 ; Baka-lowicz et al., 1984) sur l’ensemble du bassin glaciaire.

2 - UN SIÈCLE DE TRAVAUXSUR LES GLACIATIONS QUATERNAIRES

DANS LES PYRÉNÉES ARIÉGEOISES

2.1 - LES PREMIERS AUTEURS : DE PENCK À FAUCHER ET GORON

La première synthèse concernant « La période glaciairedans les Pyrénées » est l’œuvre d’A. Penck lui-même(Penck, 1883) mais, dans ce texte, l’auteur ne relate pourl’Ariège que les observations réalisées par ses devanciers(Charpentier, Durocher, Braun, Garrigou, Zirkal) fauted’avoir pu prolonger jusqu’à l’extrémité orientale de lachaîne son exploration du glaciaire pyrénéen. Quelquesannées plus tard, A. Penck revient dans les Pyrénées et,cette fois, commence son périple par l’est de la chaîne.Les observations qu’il compile alors concernent à lafois la « Tertiärperiode » et la « Diluvialperiode » (Penck,1894). Dans la vallée de l’Ariège, A. Penck décrit une

Fig. 1 : Carte de localisation d’après Calvet et al. (2011).1/ Emprise würmienne maximale (a) ; paléoenglacement anté-würmien (b). 2/ Principaux flux de glace (a) et limites des bassins glaciaires (b). 3/ Glacier de vallée composite ariégeois (a) et limite du bassin d’alimentation (b). 4/ Principaux cols de transfluence. 5/ Massifs actuellement englacés (glaciers de cirques résiduels).Fig. 1: Location map after Calvet et al. (2011). 1/ Würmian maximum ice extent (a); Middle Pleistocene ice extent (b). 2/ Main ice ways (a); main supra­glacial mountain ridges and ice catchment limits (b). 3/ Ariège trunk glacier (a) and ice catchment limits (b). 4/ Main transfluence cols. 5/ Currently glacierized massifs containing small, residual cirque glaciers.

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de l’ombilic de Foix, puis (ii) l’emboîtement, 20 mètres sous le lambeau relictuel de Cadirac, de la nappe de Montgaillard.

2.2 - L’APPORT DE F. TAILLEFER

Après Faucher (1937) et Goron (1941), F. Taillefer est incontestablement l’auteur qui a le plus contribué à la connaissance des glaciations dans les Pyrénées de l’Ariège. C’est à lui, et à ses élèves, que l’on doit les premières cartographies géomorphologiques détail-lées des formes et formations glaciaires mais aussi les premières reconstitutions paléogéographiques de l’emprise spatiale des paléoenglacements quaternaires (fig. 2). Deux moments très distincts apparaissent claire-ment dans cette série de contributions.

2.2.1 - De l’identification des séquences de formes à l’échelle du segment de vallée aux interprétations chronologiques monoglacialistes

Au début des années 1960, F. Taillefer s’attache surtout à caractériser les séquences de formes et de dépôts glaciaires et travaille pour cela à l’échelle du segment de vallée. Les observations qu’il réalise alors sont d’une remarquable précision et d’une très grande cohérence dans la mesure où elles tiennent compte à la fois de la géométrie des formes et de l’état d’altération des dépôts (Taillefer & Durand, 1959 ; Taillefer, 1960, 1961, 1963 ; Bertrand 1963). Par exemple, Taillefer (1960, 1961) individualise en rive gauche du bassin de Tarascon, dans le vallon de Saurat et dans la basse Courbière, un stade d’englacement généralisé suivi de trois stades de station-nement matérialisés par trois terrasses juxtaglaciaires étagées entre 490 et 650 mètres d’altitude (terrasses de Quié-Florac, de Surba et de Bédeillac). Ces trois stades de stationnement sont assimilés à une seule et même glaciation compte tenu de l’état d’altération des maté-riaux, très comparable entre les trois niveaux, du faible degré d’évolution des sols développés à leurs dépens et des relations géométriques que ces formes entretiennent avec les brèches litées issues des versants calcaires voisins (Taillefer, 1960). De même, dans le Val d’Ariège, Bertrand (1963) individualise trois stades de station-nement assimilés par l’auteure à une seule et même glaciation, « la plus proche de nous » (Bertrand, 1963) compte tenu de la fraîcheur des matériaux et des formes qui jalonnent ces trois stades morainiques. Dans l’axe de l’Ariège, la découverte des argiles glaciolacustres de Sibian sous la nappe fluvioglaciaire de Cadirac permet à F. Taillefer d’interpréter cette nappe non pas comme une terrasse proglaciaire mais comme une « terrasse de kame » formée sur la marge latérale d’une langue de glace de 100 à 150 mètres d’épaisseur au niveau de la ville de Foix (Taillefer & Durand, 1959 ; Taillefer, 1961). Cette nouvelle paléogéographie des glacia-tions quaternaires dans le bassin de Foix-Montgaillard étant posée, le principal argument des polyglacialistes tombe car il n’est plus nécessaire de faire intervenir un long interglaciaire pour expliquer l’emboîtement de la

terrasse à graviers, la terrasse de Montgaillard, claire-ment raccordée au front morainique de Garrabet. L’auteur rapporte par ailleurs que c’est seulement en amont de ce front morainique qu’il observe les premières traces évidentes de polissage glaciaire. Cette observation sera reprise par ses successeurs immédiats (Mengaud, 1910 ; Depéret, 1923), qui situent au vallum de Garrabet le point d’extrême avancée des glaciations quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises. Contrairement à Penck (1883, 1894) qui ne fait à aucun moment référence à la chronologie des dépôts glaciaires ariégeois, un an après la parution de la grande synthèse alpine de Penck & Brückner (1901-1909), Mengaud (1910) corrèle les vallums morainiques du bassin de Tarascon à deux périodes glaciaires distinctes, le Riss pour le vallum de Garrabet et le Würm pour celui d’Ari-gnac, dans la mesure où ces constructions morainiques se raccordent à deux niveaux de terrasses fluvioglaciaires clairement déboîtés dans le bassin de Foix-Montgaillard. Quelques années plus tard, Depéret (1923) individualise un troisième niveau de terrasse et, sur ces bases, corrèle les trois vallums morainiques de Garrabet, de Bompas-Arignac et de Bernière aux trois glaciations alpines Mindel, Riss et Würm. Mais l’argumentation ne repose que sur l’altitude relative des nappes alluviales auxquelles ces trois constructions morainiques se raccordent et, pour le bassin de l’Ariège du moins, ne tient aucun compte de l’état relatif d’altération des dépôts.

Ces références systématiques à la chronologie alpine sont clairement démenties par Faucher (1937) et Goron (1941), qui envisagent (i) que les vallums de Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière sont les stades successifs d’une seule et même glaciation, et (ii) qu’une glaciation antérieure à celle de Garrabet s’est avancée dans le bassin de Foix-Montgaillard, voire au-delà de la cluse de Foix comme l’indiquent les blocs erratiques situés dans la plaine de Pamiers, sur le Pech de Varilhes (Faucher, 1937, p. 337 et 338). La haute terrasse de Cadirac est, quant à elle, interprétée comme un lambeau de terrasse progla-ciaire formée en avant d’un vallum morainique dont D. Faucher et surtout L. Goron ont longuement, et en vain, cherché à localiser la position. Ce complexe morai-nique et fluvioglaciaire, imaginé à partir de la terrasse de Cadirac, est interprété comme un stade de retrait de la même glaciation ancienne qui a déposé, 8 kilomètres en aval de la cluse de Foix, les blocs erratiques de Varilhes. Dans l’esprit de D. Faucher comme dans celui de L. Goron, l’assimilation des blocs erratiques de Varilhes et de la nappe de Cadirac à une glaciation plus ancienne que celle responsable du complexe morainique et fluvio-glaciaire de Garrabet-Montgaillard repose davantage sur la géométrie des niveaux de terrasses (Cadirac est perché à 20 mètres au-dessus de la nappe de Montgaillard) que sur le différentiel d’altération, pourtant clairement relaté dans leurs descriptions. En effet, pour D. Faucher comme pour L. Goron, la terrasse de Cadirac est attribuée à une glaciation antérieure à celle de Garrabet car il leur paraît nécessaire de faire intervenir toute la durée d’un interglaciaire pour expliquer (i) le défonçage par l’éro-sion fluviale de la nappe de Cadirac qui, dans leur vision des choses, occupait en fin de glaciation toute la largeur

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nappe de Montgaillard dans celle de Cadirac, comme le faisaient Faucher (1937) et Goron (1941). Dès lors, en dépit d’observations précises concernant les altérations, Taillefer (1961, p. 221) envisage que le complexe juxta-glaciaire de Cadirac-Sibian et le complexe morainique de Garrabet-Montgaillard jalonnent « les différentes étapes d’une même glaciation ». Bref, faute de disposer encore de bases théoriques suffisamment solides et de techniques suffisamment précises pour interpréter les différences d’altération en terme de chronologie relative et, probablement aussi par adhésion au modèle mono-glacialiste alors vigoureusement défendu dans plusieurs vallées pyrénéennes par Viers (1960, 1962, 1963), Tail-lefer (1961, 1963) attribue à une seule et même glaciation l’ensemble des dépôts glaciaires ariégeois.

2.2.2 - Vers une réhabilitation du polyglacialisme ? Valeur et portée des premières reconstitutions paléo-géographiques des glaciations quaternaires dans les Pyrénées ariégeoises

Il faut attendre les travaux de Icole (1973) et de Hubschman (1973, 1975a, 1975b, 1984) sur l’état d’altération des nappes fluvioglaciaires des avant-pays nord-pyrénéens et les datations U-Th sur les planchers stalagmitiques du remplissage karstique de Niaux-Sabart-Lombrives (Sorriaux, 1981, 1982 ; Bakalowicz et al., 1984) pour que la pluralité des glaciations soit clairement énoncée dans les publications de Taillefer (1973, 1977, 1985). Cependant, plus qu’une véritable réhabilitation du polyglacialisme, on montre ici que ces publications

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Fig. 2 : Le glacier de l’Ariège vu par F. Taillefer.1/ « Phase d’expansion maximale » assimilée au Riss. 2/ « Phase de disjonction» ou « stade de Garrabet » assimilée au Würm : a- Tracé de 1973 et 1977, b- tracé de 1985. 3/ Obturations glaciolacutres reportées en 1985. Complément de toponymie : (Bé) Bédeillac, (Go) Gourbit, (Gran) Grangette, (Freych) Freychinède, (Fo) La Forge. Carte d’après Taillefer (1973, 1977, 1985).Fig. 2: Extent of the Ariège outlet glacier after F. Taillefer. 1/ Maximum extension phase ascribed to the Rissian glacial cycle. 2/ “Disconnection phase” or “Garrabet stade” ascribed to the Würmian glacial cycle as depicted in 1973 and 1977 (a) and reconceived in 1985 (b). 3/ Glaciolacustrine ice­margin deposits mapped in 1985. Additional place names: (Bé) Bédeillac, (Go) Gourbit, (Gran) Grangette, (Freych) Freychinède, (Fo) La Forge. Map after Taillefer (1973, 1977, 1985).

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proposent un simple aménagement du modèle mono-glacialiste dans lequel les moraines en position externes sont attribuées au « Riss » et celles qui sont en posi-tion interne au « Würm », sans systématiquement tenir compte de l’état d’altération des dépôts, pourtant préa-lablement observé (cf. section 2.2.1). Parallèlement, F. Taillefer propose une reconstitution de l’emprise spatiale des glaciations « Riss » et « Würm », d’abord à l’échelle des bassins de Foix et de Tarascon (1973, 1977) puis à l’échelle de l’ensemble du domaine englacé (1985). Ces reconstitutions paléogéographiques (fig. 2) l’obligent à envisager des corrélations amont-aval entre les diffé-rentes séquences de formes (ou morphostratigraphies) préalablement établies à l’échelle du segment de vallée (section 2.2.1), mais, l’examen de ces cartes montre clai-rement que les corrélations proposées en 1973, 1977 et 1985 ne reposent jamais sur la prise en compte systéma-tique de l’état d’altération des dépôts. La position altitu-dinale des jalons morainiques et/ou fluvioglaciaires mis en relation n’est pas non plus systématiquement prise en compte.

2.2.2.1 - Les représentations paléogéographiques envisagées par F. Taillefer en 1973 et 1977

En 1973 et 1977, F. Taillefer individualise trois phases d’englacement (i, ii et iii) qu’il assimile, d’une part, au « Riss » et, d’autre part, au « Würm ». Pendant la « phase d’expansion maximale » (i), le glacier de l’Ariège est très puissant. Il atteint 1000 mètres d’altitude dans le bassin de Tarascon, 850 mètres d’altitude au droit de Mercus, franchit le col du Rouy, et dessine de larges lobes de diffluence en direction de Caraybat, d’Antras et en basse Barguillère où il atteint les abords de Becq et la ferme du Sellier à 450 mètres d’altitude. Le front de cette langue de glace s’avance au-delà de la cluse de Foix, peut-être jusqu’à la cluse de Labarre où Taillefer (1973, p. 16) signale la présence de placages morai-niques que nous n’avons pas pu retrouver. Par contre, ce dernier réfute l’origine glaciaire des blocs de Varilhes, considérant que ces mégablocs sont exhumés des conglo-mérats oligocènes (poudingue de Palassou) sous-jacents. Cette « phase d’expansion maximale » est suivie par une « phase de stationnement post-maximum » (ii) attestée dans le bassin de Foix par le complexe juxtaglaciaire de Cadirac-Sibian, 2 kilomètres en retrait par rapport au lobe de diffluence de Becq, et dans le bassin de Tarascon par l’obturation de Bédeillac, en dépit de types de sols et d’état d’altération radicalement différents sur ces deux obturations juxtaglaciaires (cf. section 2.2.1). Et pour-tant, dans le même temps, sensibilisé par les travaux de Hubschman (1973, 1975a, 1975b) sur les nappes fluvio-glaciaires de l’avant-pays montrant que la nappe de Cadirac, tout comme celle de Vernajoul, présentent des états d’altération et des pédogenèses suffisamment avan-cées pour avoir subi toute la durée d’un interglaciaire, F. Taillefer attribue la « phase de stationnement » ainsi que la « phase d’expansion maximale » au « Riss ». De même, compte tenu des données morphopédologiques acquises par Hubschman (1973, 1975a) sur le vallum de Garrabet, F. Taillefer assimile la « phase de disjonction » (iii) au

« Würm » et imagine, pour ce stade d’englacement, un appareil glaciaire de petite taille, de 800 à 1400 mètres de large dans le bassin de Tarascon, cantonné au fond des auges en amont des cluses où les marges glaciaires sont localisées vers 900 à 1020 mètres d’altitude, soit au niveau du stade de stationnement le plus bas défini par Bertrand (1963) dans l’axe de l’Ariège (fig. 2). Le discours est donc polyglacialiste mais, à l’évidence, il ne s’agit encore que d’un polyglacialisme de façade dans la mesure où les reconstitutions paléogéographiques proposées ne tiennent pas systématiquement compte des critères altérologiques et pédologiques alors en cours d’élaboration (Icole, 1973 ; Hubschman 1973, 1975a ; cf. obturation de Bédeillac attribuée à la « phase de stabilisa-tion post-maximum » et donc au « Riss » en dépit du très faible état d’altération de ces matériaux).

2.2.2.2 - Une révision inachevée de la paléogéo-graphie du « stade de Garrabet »

En 1985, F. Taillefer corrige en partie ses positions en reclassant dans le « Würm » l’obturation de Bédeillac mais aussi les jalons morainiques identifiés par Bertrand (1963) vers 1 000 - 1 250 mètres d’altitude dans le Val d’Ariège (stade de stationnement dans lequel figure le complexe morainique du col de Larnat). Sur ces bases, l’emprise spatiale de la « phase de disjonction » (dès lors nommée « stade de Garrabet ») est redéfinie dans une position sensiblement plus étendue que celle qui avait été initialement proposée. Par exemple, dans la vallée d’Arnave, l’auteur n’envisage plus un petit lobe de glace diffluent cantonné à la basse vallée mais une véritable langue de glace nourrie, depuis l’amont, par des flux de glace d’origine ariégeoise, via le Pas de Soulombrie et le col d’Ussat. En amont des cluses, l’auteur n’envi-sage plus des langues de glaces cantonnées au fond des auges mais des emprises suffisamment amples pour avoir recouvert la corniche structurale située en rive droite du Val d’Ariège et alimenté en rive gauche, au niveau du col de Larnat, une transfluence entre l’Ariège et le Vicdessos. Certes, cette nouvelle paléogéographie du « stade de Garrabet » intègre mieux la réalité de l’état d’altération d’un certain nombre de jalons morainiques (obturation de Bédeillac, complexe morainique du col de Larnat) mais elle ne propose pas pour autant une image satisfaisante de l’emprise würmienne maximale. En effet, (i) des dépôts morainiques faiblement altérés et potentiellement contemporains du dernier cycle glaciaire existent au-delà et au-dessus du « stade de Garrabet » tel que F. Taillefer le définit en 1985 (cf. section 3.2 et fig. 2), (ii) de nombreuses incohérences altitudinales entachent ces tracés. Par exemple, au niveau d’Ax-les-Thermes, la marge glaciaire orientale est située à 1100 mètres d’alti-tude, en rive droite au niveau de l’obturation d’Ascou-La Forge, et vers 1300 mètres d’altitude 17 kilomètres en aval, au niveau du col de Larnat. Par ailleurs, la carte géologique au 1/50 000e de Foix (Bilotte et al., 1988), à l’élaboration de laquelle F. Taillefer a participé, montre que les positions de l’auteur ne sont alors pas totalement arrêtées. En effet, dans ce document, F. Taillefer reprend l’essentiel des attributions chronologiques proposées en

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1973 et en 1977 et laisse totalement de côté les révisions paléogéographiques publiées en 1985.

En 1973, 1977 comme en 1985, F. Taillefer envisage, après le « stade de Garrabet », une déglaciation « très rapide » des grandes auges mais il ne propose aucune reconstitution paléogéographique permettant d’en visualiser les grandes étapes. Il signale seulement que les vallums de Bompas-Arignac et de Bernière corres-pondent à de brefs épisodes de stationnement survenus en début de déglaciation, mais il ne cherche à aucun moment à mettre en relation ces deux fronts morainiques avec les dépôts de marge glaciaire situés en amont des cluses qui ferment le bassin de Tarascon.

3 - VERS UNE NOUVELLE REPRÉSENTATION PALÉOGÉOGRAPHIQUE

DES GLACIATIONS QUATERNAIRES DANS LES PYRÉNÉES ARIÉGEOISES

A partir du milieu des années 1980, les travaux sur les glaciations pyrénéennes changent radicalement d’op-tique : l’analyse spatiale des séquences de forme cède de plus en plus la place à l’analyse stratigraphique de pièges sédimentaires susceptibles d’être datés par 14C ou par OSL tandis que s’impose la problématique du synchronisme ou de l’asynchronisme entre l’emprise würmienne maximale pyrénéenne et le Global Last Glacial Maximum (LGM) (pour une synthèse détaillée des données chronologiques actuellement disponibles sur l’ensemble des Pyrénées, cf. Calvet et al., 2011). Plus récemment, les possibi-lités offertes par les nucléides cosmogéniques produits in situ (i) de dater directement les séquences de formes par échantillonnage de blocs erratiques enchâssés dans des constructions morainiques ou de surfaces polies par la glace sur zones de verrous rocheux, (ii) de multiplier les datations étant donné la fréquence du quartz dans les bassins glaciaires montagnards, et donc (iii) de dater l’en-semble des stades de stationnement identifiables sur les versants d’un domaine englacé, ouvrent de nouvelles pers-pectives. En même temps, l’opportunité d’utiliser cette nouvelle méthode de datation impose, plus que jamais, de réaliser, en amont de toute campagne d’échantillonnage, une lecture spatiale des séquences de formes et de dépôts glaciaires qui jalonnent l’histoire des paléoenglacements quaternaires.

C’est dans cette optique que nous avons intégralement repris l’analyse des formes et formations glaciaires du bassin glaciaire ariégeois et que nous proposons, ici, une représentation paléogéographique totalement refondée des glaciations quaternaires dans les Pyrénées de l’Ariège (fig. 3). Ce travail s’appuie bien évidemment sur les bases descriptives et cartographiques élaborées par nos prédécesseurs (cf. section 2) mais s’efforce d’aller au-delà en appliquant plus clairement et plus systéma-tiquement que ne l’avait fait Taillefer (1985) les critères altérologiques définis par Icole (1973) et Hubschman (1973, 1975a, 1975b) sur les nappes fluvioglaciaires de l’avant-pays nord-pyrénéen. Par ailleurs, une série de nouvelles observations permet de mieux asseoir la conti-

nuité des raccords entre morphostratigraphies établies à l’échelle du segment de vallée et de proposer des recons-titutions paléogéographiques plus cohérentes à l’échelle de l’ensemble du bassin glaciaire.

3.1 - BASES MÉTHODOLOGIQUES D’UNE NOUVELLE PALÉOGÉOGRAPHIE DES GLACIA-TIONS QUATERNAIRES DANS LES PYRÉNÉES ARIÉGEOISES

3.1.1 - Distinguer les dépôts glaciaires würmiens des dépôts anté-würmiens

La prise en compte systématique de l’état d’altération des dépôts permet de distinguer d’une part les dépôts très faiblement altérés, attribués au dernier cycle glaciaire, et d’autre part, les dépôts présentant un état d’altération suffisamment avancé pour témoigner d’une longue évolu-tion en contexte subaérien et être attribués à un cycle glaciaire au moins antérieur au MIS 5e. L’utilisation de ce critère comme marqueur d’une chronologie relative des dépôts quaternaires repose sur les travaux précurseurs de Icole (1973) et de Hubschman (1973, 1975a, 1975b) sur les nappes fluvioglaciaires de l’avant-pays nord-pyrénéen où une large batterie de données analytiques portant sur la fraction fine (granulométrie, taux de libération du fer, analyse minéralogique des argiles) et la fraction grossière (résistance au marteau des blocs et galets de pétrogra-phies comparables) a permis de mettre en évidence (i) que les niveaux würmiens sont toujours constitués de matériaux faiblement altérés, sableux ou caillouteux, associés à des sols bruns, lessivés, acides ; (ii) que les niveaux rissiens (cycle d’englacement immédiatement antérieur au MIS 5e et équivalent au MIS 6 ; Martinson et al., 1987) sont toujours associés à des profils d’altéra-tion relativement profonds, 4 à 5 mètres de profondeur au moins, des matrices brun ocre, discrètement enrichies en argile et en fer libre et des fractions grossières consti-tuées d’une proportion notable de galets cristallins altérés (par exemple, sur les nappes de Vernajoul et de Cadirac en Ariège, 50 % des galets cristallins s’effritent sous la pression des doigts et 5 à 10 % d’entre eux, surtout des gneiss et des granites à biotite, sont totalement désa-grégés) ; enfin (iii) que les niveaux quaternaires plus anciens montrent en général un matériel profondément décomposé, une matrice rougeâtre enrichie en argile kaolinique en surface, des sols à horizons A

2 très lessivés

(boulbènes) et Bt rouge et souvent bariolés par l’hydro-morphie.

Des travaux analogues portant sur les complexes morainiques terminaux du piémont nord-pyrénéen (Gave d’Ossau, Gave de Pau, Garonne et Ariège ; Hubschman, 1984) comme sur ceux situés en altitude, dans les bassins intramontagnards de Cerdagne et de Capcir par exemple (Galbe, Lladure-Vallserra, Têt, Angoustrine, Carol et autres petits bassins glaciaires de l’extrémité orientale des Pyrénées ; Calvet, 1994, 1998), ont montré que le gradient d’altération qui affecte les dépôts de marges glaciaires (tills, dépôts d’obturations glaciolacustres…) est comparable à celui mis en évidence sur les nappes

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fluvioglaciaires de l’avant-pays nord-pyrénéen. En indi-vidualisant sur la base de critères analytiques objectifs les complexes morainiques contemporains du dernier cycle glaciaire d’une part et ceux contemporains de cycles d’en-glacement antérieurs d’autre part, cette série de travaux a permis de clairement positionner l’emprise würmienne maximale (point d’extrême avancée des dépôts faible-ment altérés, donc assimilés au cycle glaciaire würmien) sur un grand nombre de domaines englacés. Cependant, il est intéressant de signaler que, sur le bassin glaciaire ariégeois, la caractérisation du « glaciaire ancien » proposée par Hubschman (1984) repose uniquement sur deux coupes localisées tout en aval du système, sur les nappes fluvioglaciaires de Cadirac et de Vernajoul, tandis que l’analyse du « glaciaire récent » s’appuie sur trois sites témoins respectivement localisés près de 10 kilomètres en amont sur les moraines de Garrabet, de Bompas-Arignac et de Bernière. Compte tenu de ce petit nombre de points d’observation, la distinction entre l’emprise würmienne maximale et l’emprise (ou les emprises) anté-würmienne(s) est restée relativement floue en Ariège, même après la synthèse de Hubschman (1984). Cela explique sans doute le caractère inachevé de la révision paléogéographique publiée peu de temps après par F. Taillefer (cf. section 2.2.2 et fig. 2).

Dans ce travail, la distinction entre les dépôts würmiens et anté-würmiens repose sur l’utilisation de critères simples, faciles à mettre en œuvre sur le terrain et adaptés aux spécificités locales des séquences de formes et de formations glaciaires. En effet, en Ariège, les dépôts de marges glaciaires les plus externes, et donc les plus anciens, sont assez fréquemment représentés par de simples blocs erratiques épars, directement posés sur le substrat rocheux, sans matrice morainique. Dans ce cas, faute de pouvoir utiliser des critères de terrain directe-ment inspirés des travaux de Icole (1973) et de ses succes-seurs, nous avons retenu l’état de surface de ces blocs en les attribuant à un cycle d’englacement anté-würmien lorsqu’ils montraient des formes de corrosion superfi-cielle très avancées et/ou lorsqu’ils étaient fragmentés en plusieurs morceaux (cf. photographies in Delmas, 2009 ; http://tel.archives-ouvertes.fr/tel-00519194/en/). En revanche, sur des jalons morainiques, fluvioglaciaires ou glaciolacustres relativement épais, des critères de terrain directement inspirés des analyses pédologiques, granulo-métriques, minéralogiques et chimiques évoquées supra, comme la couleur et la texture des matrices, la résistance au marteau des blocs et galets, ont pu être appliqués.

3.1.2 - De la cartographie des formes et formations glaciaires à la notion de stade d’englacement

Les figures 4, 6, 7 et 8 reportent l’ensemble des formes et formations glaciaires susceptibles de jalonner les variations au cours du temps de l’emprise spatiale des paléoenglacements quaternaires. Il s’agit soit de blocs erratiques, soit de placages de tills d’ablation plus ou moins façonnés en constructions morainiques latérales ou frontales, soit de remplissages d’obturation juxta-glaciaires composés de dépôts glaciolacustres passant

à des dépôts deltaïques et/ou fluvioglaciaires, soit de terrasses de kame constituées de matériaux fluviogla-ciaires déposés par des torrents d’eaux de fonte circulant sur les marges glaciaires latérales. Cependant, tous ces dépôts de marge glaciaire n’ont pas signification de stade d’englacement car, très souvent, les conditions topo-graphiques locales favorisent ici le déboîtement d’une séquence en cordons et banquettes multiples alors que, plus en aval ou plus en amont, les dépôts se télescoperont pour ne former qu’une seule et même unité. Par ailleurs, ce ne sont pas les micro-fluctuations caractéristiques des marges glaciaires que l’on cherche à saisir à travers la notion de stade d’englacement mais les phénomènes de grande ampleur, observables au moins à l’échelle du segment de vallée.

Dans ce travail, nous distinguons cinq stades d’englace-ment assimilés au cycle glaciaire würmien et deux stades d’englacement anté-würmiens (fig. 3). Le Maximum würmien correspond à l’emprise spatiale maximale atteinte par les dépôts morainiques assimilés au dernier cycle glaciaire compte tenu de leur très faible état d’alté-ration. La paléogéographie associée à ce stade d’englace-ment est incontestablement la mieux renseignée car elle repose sur des dépôts nombreux, bien préservés et régu-lièrement répartis sur l’ensemble du domaine englacé. Faute de gradient d’altération suffisamment marqué au sein de la séquence würmienne, l’individualisation de stades postérieurs au Maximum würmien repose exclu-sivement sur la cartographie des formes construites (cordons morainiques latéraux et frontaux, replats d’ob-turation fluviodeltaïques ou glaciolacustres). Corrélées entre elles, ces constructions morainiques et juxtagla-ciaires jalonnent la paléogéographie de quatre stades de progression et/ou de stationnement clairement en retrait par rapport à l’emprise würmienne maximale : ce sont les stades de Garrabet, de Bompas-Arignac, de Bernière et, beaucoup plus en amont dans les vallées, de Petches et de Suc. La paléogéographie des stades d’englacement anté-würmiens est, quant à elle, nettement moins détaillée car les jalons de marge glaciaire sont moins nombreux et souvent mal préservés. Cependant, ils se situent à des altitudes suffisamment différentes pour correspondre à deux emprises paléogéographiques et donc à deux stades d’englacement radicalement différents.

3.2 - LES RÉSULTATS PALÉOGÉOGRAPHIQUES

3.2.1 - Une redéfinition de l’emprise würmienne maximale

Plusieurs observations permettent de situer l’emprise würmienne maximale dans une position sensiblement plus étendue que celles proposées par F. Taillefer, y compris dans la version de 1985. Sur la marge méri-dionale du bassin d’Ax-les-Thermes (fig. 4 et 5), le Maximum würmien est jalonné par le replat d’obtu-ration de Font Frède (1 650 mètres d’altitude) et un imposant cordon morainique latéral enraciné, lui aussi, à 1 650 mètres d’altitude au-dessus de la station de ski d’Ax-Bonascre. Plus en amont, en rive droite de l’Ariège,

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le Maximum würmien se tient à 1 700 mètres d’altitude sous le Cap de Carbone où un cordon latéral faiblement altéré confirme l’ampleur de l’emprise würmienne maxi-male à l’entrée du bassin d’Ax-les-Thermes. Ces obser-vations permettent aussi de reconstituer, immédiatement en aval de la confluence Ariège-Oriège, un large courant de glace diffluente qui ennoyait totalement la basse vallée de la Lauze et confluait avec le glacier de vallée local issu du massif de Pailhères. Par ailleurs, l’absence de toute trace d’obturation morainique et glaciolacustre dans les vallons de Caud et d’Eycherque suggère que les petits glaciers de cirque locaux issus du Roc de Quercourt (1 820 m) confluaient, eux aussi, avec la glace d’origine ariégeoise. À la sortie du bassin d’Ax-les-Thermes, par contre, les marges würmiennes maximales du glacier de l’Ariège ne dépassaient pas 1 450 mètres d’altitude ; en témoignent, en rive gauche, le replat d’obturation de la Jasse de Girèys (1 450 m) et, en rive droite, plusieurs blocs erratiques de granite et de gneiss situés sur les pentes du Signal de Chioula (jusque vers 1460 mètres d’altitude), de l’Assaladou (jusque vers 1 400 mètres d’altitude) et sur le plateau du Sarrat de la Barthe (1 385 m). En témoigne aussi, sur la bordure sud du col de Chioula (1 431 m), un placage de moraine de fond dont la nature pétrogra-phique (nombreux galets de schistes striés) montre claire-ment que, durant le Maximum würmien, la marge droite du glacier de l’Ariège était parcourue par un courant de glace principalement issu de la haute vallée de la Lauze. En aval du col de Chioula, la glace ariégeoise ennoyait totalement le vallon de Caussou et recouvrait largement la corniche structurale qui accidente la rive droite de l’auge de l’Ariège, de la Bouiche (1 317 m) au Quié de Lujat (1 484 m). Par ailleurs, plusieurs cordons morainiques latéraux situés vers 1 430 mètres d’altitude sur l’inter-fluve entre le ruisseau d’Arnet et celui de Fontronne, vers 1 400 mètres d’altitude sur l’interfluve entre le ruisseau de Fontronne et celui du Sauquet et vers 1 350 mètres d’altitude au droit du village d’Appy, montrent que le glacier de l’Ariège était suffisamment épais pour confluer avec les petits glaciers locaux installés sur le versant sud de la Montagne de Tabe (fig. 6).

Compte tenu de cela, en rive gauche, le flux de glace ariégeois s’engouffrait nécessairement dans les vallons de Gargante, de Mourègnes et de Lavail qui échancrent la marge septentrionale du plateau de Beille. Dès lors, il faut se demander dans quelle mesure ces ravins ont abrité au Maximum würmien des glaciers locaux suffi-samment développés pour confluer avec la langue arié-geoise. Cela semble évident pour le Lavail, comme en témoigne le modelé calibré de cette auge où circulait un flux de glace issu des hauts massifs de l’Aston, via le col de la Didorte (2 093 m ; fig. 3). La réponse est plus complexe en ce qui concerne les ravins des Mourègnes et de Gargante dans la mesure où ces vallons se trouvent au débouché de bassins d’alimentation glaciaire peu élevés (moins de 2000 mètres d’altitude) et de petite taille. De plus, ces vallons sont dominés par les lanières de paléotopographies néogènes du plateau de Beille où d’épais manteaux d’altérites évoluées posent la question du recouvrement, ou du non-recouvrement, de ces topo-

graphies molles par les glaciations quaternaires. En fait, plusieurs arguments permettent d’envisager un paléoen-glacement généralisé du plateau de Beille à plusieurs reprises au cours du Quaternaire et une coalescence des flux de glace issus de ces zones de plateau avec la langue ariégeoise. Le premier est que le plateau de Beille se situe 200 à 300 mètres au-dessus de la ligne d’équi-libre glaciaire, qui est estimée localement à 1 600 ou

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Fig. 4 : Carte des dépôts de marge glaciaire dans le bassin d’Ax-les-Thermes.1/ Paléoemprises glaciaires contemporaines du Maximum würmien (a), du stade Bompas-Arignac (b), du stade Bernière (c) et du stade Petches (d). 2/ Diffluences fonctionnelles au Maximum würmien (a), au stade Bompas-Arignac (b), au stade Bernière (c). 3/ Placages de tills et blocs erratiques isolés anté-würmiens (a), placages de tills en relation avec le Maximum würmien (b), avec les stades postérieurs à Garrabet (c). 4/ Cordons morainiques latéraux et frontaux en relation avec le Maximum würmien (a), avec les stades Bompas-Arignac, Bernière et Petches (b). 5/ Obturation glaciolacustre et fluviodeltaïque d’Ascou-La Forges (obturation en relation avec le stade Bernière). 6/ Sillons d’écou-lement sous-glaciaire.Fig. 4: Ice­margin deposits in the Ax­les­Thermes basin. 1/ Paleo­geography of the Würmian maximum ice extent (a) and of the Bompas­Arignac (b), Bernière (c) and Petches (d) stades. 2/ Diffluent iceway prevalent during the Würmian maximum Ice extent (a) and during the Bompas­Arignac (b) and Bernière (c) stades. 3/ Ante­Würmian erratic boulders and till occurrences (a), patches of till inherited from the Würmian maximum ice extent (b) and from the Bompas­Arignac and Bernière stades (c). 4/ Lateral and frontal moraines produced during the Würmian maximum ice extent (a) and during the Bompas­Arignac, Bernière and Petches stades (b). 5/ Glaciolacustrine and fluviodeltaic ice­marginal deposits of Ascou­La Forge, ascribable to the Bernière stade. 6/ Subglacial meltwater channels.

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1 700 mètres à partir de l’altitude moyenne des planchers de cirques élémentaires (Delmas, 2009). Cela signifie que ces topographies de plateau se sont trouvées, proba-blement à plusieurs reprises au cours du Quaternaire, dans la zone d’accumulation glaciaire. Le second argu-ment est que ces paléotopographies drapées d’arènes ne portent aucun modelé de tor et passent insensiblement vers l’aval à des paysages d’abrasion glaciaire généra-lisée qu’il est difficile d’expliquer autrement que par la mise en mouvement de glaces accumulées sur les parties les plus hautes de ces topographies planes. Reste à savoir si ce schéma de paléoenglacement, envisagé par F. Tail-lefer seulement pour la « phase d’expansion maximale » (fig. 2), s’est également produit au cours du Maximum würmien comme nous le proposons ici (fig. 3). Faute de jalons morainiques préservés sur ces zones de plateaux, la question reste ouverte mais devrait prochainement être résolue grâce à une série de données 10Be/26Al prélevées dans ce secteur.

Plus en aval, la confluence Ariège-Aston est soulignée en rive gauche par un cordon morainique latéral parfai-tement conservé à 1 400 mètres d’altitude sur le flanc oriental du Cap de la Lesse de Bialac (fig. 7). Dans le prolongement de cette construction morainique latérale, le Maximum würmien contournait la crête des Estanils (1 385 m) avant de rejoindre la langue du Vicdessos viaune diffluence canalisée par le col de Larnat (1 194 m) et jalonnée par plusieurs cordons morainiques enracinés respectivement à 1 298 et 1 273 mètres d’altitude de part et d’autre du col. Le glacier du Vicdessos se tenait quant à lui légèrement en contrebas de la diffluence d’ori-gine ariégeoise. C’est ce que montrent, en rive droite, les blocs erratiques et placages de tills situés à 1 150 et 1 165 mètres d’altitude sur les lignes de crête qui ourlent le vallon de Miglos (Cramilles et Peyre Pécouillade). En rive gauche du Vicdessos, la marge glaciaire est jalonnée

par un replat d’obturation à 1 250 mètres d’altitude et une longue moraine latérale enracinée à 1 200 mètres d’alti-tude au-dessus du village de Lapège. Plus en amont, au débouché de la vallée du Gnioure, le glacier a déposé plusieurs placages morainiques et banquettes de versant situés entre 1 250 et 1 300 mètres sur les versants qui dominent Siguer.

Au franchissement des cluses de Sabart, d’Ussat et du Pas de Souloubrie, les langues de glace issues de l’Ariège et du Vicdessos subissaient une forte augmen-tation de leur pente liée d’une part au resserrement des vallées et, d’autre part, à l’étalement de la glace dans les nombreuses diffluences situées en aval. En rive droite, plusieurs constructions morainiques et replats d’obtu-rations latérales permettent de suivre avec une remar-quable continuité le plongement progressif de la marge glaciaire ariégeoise entre 1 300 mètres d’altitude au pied du Roc de la Lauzate, 1 080-1 090 mètres d’altitude au droit de Cazenave et 1 000 mètres au droit des hameaux d’Allens et de Serre (obturation de Biers à 1 000 mètres d’altitude). Plus en aval, d’importantes accumulations morainiques jusqu’alors jamais signalées, pas même sur la carte géologique de Foix (Bilotte et al., 1988), montrent que la glace d’origine ariégeoise diffluait par les cols d’Ijou (902 m) et de Serbel (850 m) et s’engouf-frait largement dans le vallon du Croquié tandis que les promontoires rocheux d’Ardoulens (951 m) et du Cap de Gigoul (865 m) se trouvaient en position de nuna-taks sub-affleurants, coiffés de blocs morainiques. Une décroissance de pente analogue caractérise la marge glaciaire située en rive gauche, au débouché de l’auge du Vicdessos. En effet, immédiatement en aval de la longue moraine latérale enracinée à 1 200 mètres d’altitude au droit de Lapège et située encore à 1 180 mètres d’altitude au pied du Roc de Calamas (1 272 m), le flux de glace s’engouffrait dans le vallon de La Grangette puis sur le

1 2 3 4 5 6 7 0

800

1000

1200

1400

1600

800

1000

1200

1400

1600 Bonascre Assaladou

(1585 m)

Ax-les-Thermes Site Be K

Anté-Würm

Petches Alti

tude

(m)

altérite Bernière

Distance (km)

S N

Maximum würmien

Bompas-Arignac

La Forge

1 2 3 4 5

10

Fig. 5 : Morphostratigraphie des dépôts glaciaires dans le bassin d’Ax-les-Thermes1/ Blocs erratiques anté-würmiens. 2/ Moraine latérale würmienne. 3/ Dépôts glaciolacustre et fluviodeltaïque würmiens. 4/ Substrat granitique. 5/ Substrat schisteux.Fig. 5: Morphostratigraphy of the glacial deposits in the Ax­les­Thermes basin. 1/ Ante­Würmian boulders. 2/ Würmian lateral moraine. 3/ Würmian glaciolacustrine and fluviodeltaic deposits. 4/ Granitic bedrock. 5/ Schist bedrock.

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replat structural de Génat, où les tills faiblement altérésne dépassent pas 1 000 mètres d’altitude en dépit d’unapport de glace issu de la haute Ariège via le col d’Arbiech(910 m). Un nouveau seuil est franchi au droit de la clusede Sabart en aval de laquelle le toit du glacier contem-porain du Maximum würmien se tenait vers 800 mètresd’altitude. En témoignent les replats d’obturation etmoraines latérales de Gourbit et de Tillary, tous situés à800 mètres d’altitude ; en témoigne aussi le placage de tillfaiblement altéré situé au niveau du col d’Ijou, égalementà 800 mètres d’altitude. Cet ensemble de jalons morai-niques montre par ailleurs que la glace issue du Vicdessoset de la haute Ariège était coalescente avec celle issue dela haute Courbière. Par contre, les jalons morainiquessitués sur les marges du vallon de Saurat montrent quela diffluence ariégeoise engagée dans ce vallon n’était

pas, au Maximum würmien tout au moins, assez puissantpour rejoindre les petits glaciers locaux installés sur leflanc nord du massif des Trois Seigneurs, en particuliercelui dont le front würmien est souligné par les morainesde Prat Communal. Cet ensemble de jalons morainiquespermet enfin de situer la terminaison frontale du glacierde l’Ariège non pas au niveau du vallum de Garrabet,comme le proposait F. Taillefer (1973, 1977, 1985), maisenviron 7 kilomètres en aval, dans le bassin de Foix-Montgaillard (fig. 8 et 9) où l’emprise würmienne maxi-male est jalonnée, en rive gauche, par une série de replatsmorainiques très faiblement altérés situés entre 480 et510 mètres d’altitude et, en rive droite, par l’obturationjuxtaglaciaire de St Paul de Jarrat (490 m) au sein delaquelle l’abondance des plagioclases, la nature des para-génèses argileuses et la présence de cailloutis calcairesplaident en faveur d’une appartenance au cycle glaciairewürmien (Andrieu, 1983).

3.2.2 - Les stades d’englacement postérieurs au Maximum würmien

Le vallum de Garrabet correspond donc au front d’un paléoenglacement sirué 7 kilomètres en retrait par rapport à l’emprise würmienne maximale. La marge latérale droite de ce paléoenglacement est soulignée par une série d’ob-turations et de constructions morainiques montrant que la vallée d’Arnave était encore alimentée par un flux de glace issue de la haute Ariège, via le Pas de Souloumbrie (911 m) et probablement aussi via le col d’Ussat (859 m). Par contre, à ce stade, les diffluences des cols d’Ijou et de Serbel ne sont plus fonctionnelles comme le montrent les moraines latérales situées entre 800 et 920 mètres d’altitude au niveau d’Allens et de Serres, entre 700 et 850 mètres d’altitude au niveau d’Arnave et entre 650 et 780 mètres d’altitude sur les pentes du Cap de Gigoul. Compte tenu de cela, il faut envisager, en rive gauche du bassin de Tarascon, deux larges lobes de glace suffisam-ment épais pour avoir obturé les eaux du vallon de Saurat (toit de l’obturation de Bédeillac à 650 m et moraines latérales de Ménac à 620 et 640 m), le plus méridional confluant encore avec le glacier de la Courbière comme le montrent plusieurs replats d’obturation et construc-tions morainiques latérales situés entre 600 et 650 mètres d’altitude au droit de Rabat-les-Trois-Seigneurs. Immé-diatement en amont des cluses, le stade Garrabet se posi-tionne très probablement entre 1 150 et 1 180 mètres au niveau du col de Larnat où trois banquettes morainiques situées immédiatement en contrebas du col montrent qu’à ce stade la diffluence du glacier de l’Ariège en direction du Vicdessos n’est plus fonctionnelle. De même, dans la basse vallée du Vicdessos, plusieurs jalons de marge glaciaire situés une centaine de mètres en contrebas de l’emprise würmienne maximale sont corrélables avec le stade Garrabet. En revanche, plus en amont, dans l’axe de l’Ariège comme dans le Vicdessos, la distinction entre le Maximum würmien et le stade Garrabet est de moins en moins perceptible car, manifestement, les emprises paléogéographiques contemporaines de ces deux stades d’englacement tendent à se confondre.

Axiat

Luzenac

R. d

e Fo

ntro

nne

R. d

’Arn

etEn Sabathé

Esplas

1317

Le Sauq

uet

Betsaneilles

R. Lav

ail

La Barthe

Caussou

Pic St Barthélémy

2348 Pic de Soularac2368

12 3 5

a

cb

0 3 km 42°4

5’

1°48’

1385

1626

18122169

1430

1400

N

4a

ba b

L‘Ariège

La Bouiche Carmilles

Fig. 6 : Carte des dépôts de marge glaciaire (secteur Luzenac).1/ Paléoemprises glaciaires contemporaines du Maximum würmien (a), du stade Bompas-Arignac (b) et du stade Bernière (c). 2/ Placages de tills en relation avec le Maximum würmien (a), avec le stade Bompas-Arignac (b). 3/ Cordons morainiques latéraux et frontaux en relation avec le Maximum würmien (a), avec le stade Bompas-Arignac (b). 4/ Nappes fluvioglaciaires et replats d’obturation jalonnant les stades Bompas-Arignac et Bernière. 5/ Sillons d’écoulement sous-glaciaire.Fig. 6: Ice­margin deposits in the Luzenac area. 1/ Paleogeography of the Würmian maximum ice extent (a) and of the Bompas­Arignac (b) and Bernière (c) stades. 2/ Patches of till ascribed to the Würmian maximum ice extent (a) and to the Bompas­Arignac stade (b). 3/ Lateral and frontal moraines generated during the Würmian maximum ice extent (a) and the Bompas­Arignac stade (b). 4/ Fluvioglacial fans and ice­marginal fills linked to the Bompas­Arignac and Bernière stades. 5/ Subglacial meltwater channels.

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Les stades Bompas-Arignac et Bernière se caracté-risent, quant à eux, par un fort amaigrissement de la masse de glace lié à la disparition de nombreuses confluences et à la réduction consécutive de la zone d’accumulation glaciaire. Par exemple, en aval du domaine englacé, les raccords topographiques remarquablement continus entre le vallum de Bompas-Arignac et les obturations glaciola-custres de Surba (toit à 560 m) et de Niaux (toit à 580 m) montrent que les glaciers de la Courbière et du Vicdessos ne rejoignaient plus la langue ariégeoise (fig. 7 et 9). Si le complexe morainique de Gourbit permet de localiser assez précisément la terminaison frontale du glacier de la Courbière au moment où le vallum de Bompas-Arignac se construisait, rien de tel dans l’axe du Vicdessos où une nappe fluvioglaciaire en relation avec l’obturation glaciolacustre de Niaux occupe le fond de l’auge mais ne se raccorde, à l’amont, à aucun front morainique claire-ment individualisé. Une centaine de mètres en contrebas de l’obturation de Surba, le cône de Florac jalonne la marge glaciaire gauche du stade Bernière. A ce stade, le glacier de l’Ariège était cantonné au fond de l’auge et ne dépassait pas 490 mètres d’altitude au droit de Tarascon, contre 560 mètres au stade Bompas-Arignac, 700 à 800 mètres au stade Garrabet et 800 à 900 mètres durant le Maximum würmien. Compte tenu de la posi-tion de la marge glaciaire ariégeoise immédiatement en aval de la cluse d’Ussat (cf. altitude du toit des remplis-sages glaciolacustres de Surba et de Niaux), il est évident que, dès le stade Bompas-Arignac, les diffluences du col d’Ussat (859 m) et du Pas de Souloumbrie (911 m) ne sont plus fonctionnelles et que la vallée d’Arnave est totalement déglacée. Cela s’accorde d’ailleurs très bien

Gourbit

Rabat

Surba

Tillary

1066

Lapège

Génat

Lercoul

Siguier

1524 m

1272

Saurat

Col d’Ijou

Le Vicdessos

1685

1840

1486

1196

1201

1286

1002

1490

1496

1177

1°35’

42°5

5’42

°50’

Calamas

La Grangette

Bédeillac

Fig. 7 : Carte des dépôts de marge glaciaire du bassin de Tarascon et abords1/ Replats d’obturation et dépôts fluvioglaciaires anté-würmiens. 2/ Nappes fluvioglaciaires et replats d’obturation jalonnant le Maximum würmien. 3/ Nappes fluvioglaciaires et replats d’obturation jalonnant le stade Garrabet. 4/ Nappes fluvioglaciaires et replats d’obtu-ration jalonnant les stades Bompas-Arignac et Bernière. 5/ Diffluence fonctionnelle durant le Maximum würmien (a), fonctionnelle au stade Garrabet (b). 6/ Placages de tills et blocs erratiques isolés anté-würmiens (a), diffluence fonctionnelle avant le cycle glaciaire würmien (b). 7/ Placages de tills en relation avec le Maximum würmien (a), avec les stades postérieurs au Maximum würmien (b). 8/ Cordons morai-niques latéraux et frontaux en relation avec le Maximum würmien (a), avec le stade Garrabet (b), avec les stades postérieurs à Garrabet (c). 9/ Paléoemprises glaciaires contemporaines des stades anté-würmiens (a), du Maximum würmien (b), du stade Garrabet (c), du stade Bompas-Arignac (d), du stade Bernière (e). 10/ Sillons d’écou-lement sous-glaciaire (a) et principaux cônes de déjection holocènes (b). Complément de toponymie : (Ar) Ardoulens, (Gi) Cap de Gigoul.Fig. 7: Ice marginal deposits in Tarascon basin and nearby. 1/ Ante­Würmian fluvioglacial deposits. 2/ Fluvioglacial deposits ascribed to the Würmian maximum Ice extent. 3/ Fluvioglacial deposits ascribed to the Garrabet stade. 4/ Fluvioglacial deposits ascribed to Bompas­Arignac and Bernière stades. 5/ Diffluence effective at the time the Würmian maximum ice extent (a) and during the Garrabet stade (b). 6/ Isolated boulders and till patches ascribed to ante­Würmian stades (a); diffluence effective before the Würmian glacial cycle (b). 7/ Patches of till ascribed to the Würmian maximum ice extent (a), and with the Garrabet, Bompas­Arignac, Bernière and Petches stades (b). 8/ Frontal and lateral moraines generated during the Würmian maximum ice extent (a), and during the Garrabet (b), the Bompas­Arignac, Bernière and Petches (c) stades. 9/ Paleogeography of the ante­Würmian stades (a), of the Würmian maximum ice extent (b), and of the Garrabet (c), Bompas­Arignac (d), and Bernière (e) stades. 10/ Subglacial meltwater channels (a) and main Holocene fans (b). Additional place names: (Ar) Ardoulens, (Gi) Cap de Gigoul. Fig. 7 a

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Ariège

Col de Rouy

Ar

col de SerbelGi

Allens

Serres

Mt Fourcat

Pas deSouloumbrie

Ménac

Mercus

St P. de Jarrat

St Antoine

Seignaux

Larnat

Larcat

1298

Peyre Pécouillade

Estanils

Miglos

Niaux

Quié deLujat

1386

col Ijou

1094 m

Biers

Cluse deSabart

Clused’Ussat

col de Larnat

Lesse deBialac

Aston

Arbiech

La Lauzate

Betsaneilles

R. Gargante

Albiès

Verdun

1233Les Cabannes

Sinsat

Légende :

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

0 3 km

a b

a b

ab

1153 m

c

a

d

a

c

e

b

996

13341091

1182

1604

1671

1418

2074

1934

1075

1416

900

931

1560

Celles

1344

1265

1°40’

1°40’

42°5

0’

Les Arènes

abN

b

2001

865

951

911

1259

col Dolent

1046

1189

859

1484

Appy

Cramilles

1782

Le Croquié

AntrasGarrabet

Arignac

Bompas

Arnave

Tarascon

Florac

Cazenave

1350

Fig. 7 b

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avec la présence, dans le fond de cette auge, d’une nappe fluvioglaciaire topographiquement raccordée à la nappe de Mercus, c’est-à-dire avec la nappe fluvioglaciaire située immédiatement en aval du vallum de Bompas-Arignac (fig. 7). Or, la présence d’une imposante nappe fluvioglaciaire dans le fond de l’auge d’Arnave implique que le Pas de Souloumbrie (911 m) canalisait, au stade Bompas-Arignac, les eaux de fonte issues de la marge droite du glacier de l’Ariège. En effet, on imagine diffi-cilement que les vallons situés sur la façade sud-est de la montagne de Tabe aient pu nourrir à eux seuls une telle accumulation. Sur ces bases, il semble évident que

l’obturation des Arènes est contemporaine du stade Bompas-Arignac et que la marge droite du glacier de l’Ariège se tenait entre 880 et 900 mètres d’altitude (altitude du toit de l’obturation des Arènes), immédiate-ment en amont de la cluse d’Ussat. En rive gauche, au débouché de la vallée d’Aston, le stade Bompas-Arignac est souligné par une série de banquettes morainiques latérales situées de part et d’autre de la vallée d’Aston entre 850 et 1 000 mètres d’altitude. Cela montre qu’au stade Bompas-Arignac, et probablement aussi au stade Bernière, le glacier de l’Aston confluait encore avec le glacier de l’Ariège, contrairement au glacier du Vicdessos, de gabarit pourtant comparable, mais déjà retiré dans sa haute vallée. Cela s’explique très proba-blement par la moins bonne alimentation neigeuse dont souffrait le bassin du Vicdessos en raison de sa posi-tion d’abri, sous le vent de l’Arize, du massif des Trois Seigneurs et de Bassiès, alors que le bassin de l’Aston était beaucoup plus largement ouvert aux flux humides venus du nord-ouest. Par ailleurs, il faut signaler que l’auge de l’Aston est sensiblement plus courte que celle du Vicdessos (10 km contre 16 km), ce qui réduit d’au-tant la distance entre la zone d’accumulation glaciaire et la zone de confluence.

Plus en amont, dans l’axe de l’Ariège, le stade Bompas-Arignac est difficilement corrélable à l’obtura-tion d’Axiat-Betsaneilles (820 m), trop basse pour être directement reliée à l’obturation des Arènes. Par contre, les remplissages d’obturation d’Esplas (1 020 m) et d’En Sabathé (1 080 m) se situent à des altitudes tout à fait cohérentes avec le profil en long d’un glacier de vallée (pente de 2,5 % entre l’obturation des Arènes et celle d’En Sabathé située 8 km en amont). C’est donc très probablement vers 1 050 mètres d’altitude que se situe le stade Bompas-Arignac au droit de Luzenac. C’est aussi très probablement à partir de ce stade d’englacement que le glacier de l’Ariège est suffisamment amaigri pour ne

711

704

477

717

951

1211

751

895

St P.deJarrat

Caraybat

Vernajoul

Tournac

SoulaBecq

LabarreLe Sellier

Varilhes

Coussa

0 3 km

Pech de Foix 860

Légende :

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

1°35’ 1°40’

42°5

5’43

°43

°05’

43°0

5’42

°55’

Montgaillard613

627

717

Pamiers

Foix

Cadirac

Fig. 8 : Carte des dépôts glaciaires et fluvioglaciaires du bassin de Pamiers.1/ Nappes fluvioglaciaires T4 et T5. 2/ Nappes fluvioglaciaires T3. 3/ Nappes fluvioglaciaires T2 (Riss eq. MIS 6). 4/ Replats d’obturation jalonnant le Maximum würmien dans le bassin de Foix-Montgaillard et nappes fluvioglaciaires T1 (niveau würmien) dans le bassin de Pamiers. NB : En amont de Varilhes, la génération T1 est constituée de deux nappes fluvioglaciaires étagées : la nappe de Foix (T1 inf.) et la nappe de Montgaillard (T1 sup.). 5/ Nappes fluvioglaciaires T1 sup. (nappe de Montgaillard). 6/ Nappes fluvioglaciaires T1 inf. (nappe de Foix). 7/ Basse plaine alluviale holocène et actuelle. 8/ Placages de tills et blocs erratiques isolés ante-würmiens. 9/ Placages de tills en relation avec le Maximum würmien. 10/ Paléoemprises glaciaires contempo-raines des stades anté-würmiens. 11/ Paléoemprises glaciaires contem-poraines du Maximum würmien.Fig. 8: Glacial and fluvioglacial deposits in the Pamiers basin. 1/ Fluvioglacial deposits (generation T4 and T5). 2/ Fluvioglacial deposits (generation T3). 3/ Fluvioglacial deposits (generation T2, Riss eq. MIS 6). 4/ Kame terraces generated during the time of Würmian maximum ice exent in the Foix­Montgaillard basin, and Würmian fluvioglacial deposits in the Pamiers basin. Note that upstream of Varilhes, T1 consists of two separate fluvioglacial terrace treads: the nappe de Foix and nappe de Montgaillard. 5/ Fluvioglacial deposits (upper generation T1, nappe de Montgaillard). 6/ Fluvioglacial depo­sits (lower generation T1, nappe de Foix). 7/ Holocene and present day alluvial plain. 8/ Till outcrops ascribed to the ante­Würmian stades. 9/ Till outcrops ascribed to the Würmian maximum Ice extent. 10/ Paleogeography of the ante­Würmian stades. 11/ Paleogeography of the Würmian maximum ice extent stade.

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plus confluer avec les petites langues de glace installées dans les vallons du Sauquet, de Fontronne et d’Arnet, sur la façade sud de la montagne de Tabe (fig. 6). Aussi, le complexe morainique fronto-latéral de Fontronne doit-il être considéré comme contemporain du stade Bompas-Arignac et non pas de l’emprise würmienne maximale comme le pensait Taillefer (1985). Compte tenu de cela, plus en amont, le glacier de l’Ariège occupait encore le vallon de Caussou au moins jusque vers 1 050 à 1 100 mètres d’altitude et libérait un stock d’eaux de fonte qui était nécessairement évacué, via le seuil de Carmilles (1 140 m) où est inscrit un méandre encaissé, en direc-tion du vallon d’Arnet et des obturations d’Esplas et d’En Sabathé. Plus en amont encore, l’obturation glacio-lacustre d’Ascou-La Forge occupe elle aussi une posi-tion difficilement corrélable au stade Bompas-Arignac. En effet, si on prolonge vers l’amont le profil longitu-dinal du glacier de l’Ariège mesuré entre l’obturation des Arènes et celle d’En Sabathé (soit 2,5 %), le toit du glacier Bompas-Arignac devait se tenir vers 1 300 mètres d’altitude au niveau d’Ax-les-Thermes, soit sensible-ment au-dessus du remplissage d’Ascou-La Forge dont le toit se tient à 1 090 mètres d’altitude. C’est donc après le stade Bompas-Arignac, peut-être à partir du stade Bernière, que le glacier de la Lauze ne conflue plus avec

celui de l’Ariège. En effet, trop basse pour être corrélée aux obturations d’En Sabathé (1 080 m), d’Esplas (1 020 m) et probablement aussi des Arènes (880 m), l’obturation d’Ascou-La Forge (1 090 m) se raccorde très bien à celle d’Axiat-Betsanailles (820 m) avec une pente de 2,45 % entre ces deux obturations distantes de 11 kilo-mètres contre 0,11 % avec celle d’En Sabathé, 0,77 % avec celle d’Esplas et 1,24 % avec celle des Arènes. De plus, au moment où la marge glaciaire ariégeoise obtu-rait le vallon du Sauquet et façonnait le replat d’Axiat-Betsaneilles, le glacier de l’Aston confluait toujours avec la langue ariégeoise et apportait probablement assez de glace pour que le front glaciaire ariégeois atteigne le bassin de Tarascon et le front de Bernière.

Le dernier stade de glacier de vallée identifiable dans l’axe de l’Ariège se situe 25 kilomètres en amont du vallum de Bernière, dans le bassin d’Ax-les-Thermes, où les moraines latérales de Petches (fig. 4) jalonnent la position d’une langue de glace située entre 900 et 960 mètres d’altitude sur l’interfluve Ariège-Oriège, contre ~1 100 au stade Bernière, ~1 300 au stade Bompas-Arignac et ~1 650 au stade Garrabet et au Maximum würmien (fig. 5). Désormais, les confluences Ariège-Aston et proba blement aussi Ariège-Oriège ont cessé de fonctionner. Le glacier de l’Ariège est cantonné à sa

Maximum würmien

vallum de Garrabet

stade Bompas-Arignac stade Bernière

Alti

tude

(m)

Distance le long de l'axe de la vallée (km)

? ?

500

600

700

800

400

Cadirac

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17

900

1000

Pas de Souloumbrie

Bédeillac

Garrabet stade

Tarascon Montgaillard

Foix

1100

1200

vallum de Bernière vallum de

Bompas

Maximum würmien

Cap de Gigoul

Surba Niaux

460 m

500 m

450 m

650 m

580 m

560 m 520 m

860 m

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Site I 18,8 ± 1,3 17,5 ± 1,1

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glaciaire gauche

1 2 3 4 5

Fig. 9 : Morphostratigraphie des dépôts glaciaires dans les bassins de Tarascon et de Foix-Montgaillard.1/ Moraine frontale et cône proglaciaire surmontant un remplissage glaciolacustre. 2/ Substrat rocheux. 3/ Constructions morainiques latérales (a) et obturations juxtaglaciaires (b). 4/ Site 10Be sur verrou. 5/ Porche d’entrée de la grotte de Niaux.Fig. 9: Morphostratigraphy of the glacial deposits in the Tarascon and Foix­Montgaillard basins. 1/ Frontal moraine and proglacial fan overlying a glaciolacustrine deposit. 2/ Bedrock. 3/ Lateral moraines (a) and ice­marginal deposits (b). 4/ 10Be bedrock step sampling site. 5/ Entrance of the Niaux cave.

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haute vallée mais bénéficie d’une alimentation neigeuse suffisante (bassin d’alimentation culminant à plus de 2 900 mètres, largement ouvert aux flux humides venus du nord-ouest et alimentant de nombreuses langues affluentes, cf. fig. 2) pour atteindre l’ombilic d’Ax-les-Thermes où le front glaciaire n’est cependant pas maté-rialisé par un vallum morainique nettement préservé.

3.2.3 - Le ou les stades d’englacement anté-würmiens

Contrairement aux dépôts würmiens, les dépôts glaciaires antérieurs sont relativement rares et ne sont clairement représentés que dans le tiers aval du bassin glaciaire. Il s’agit tantôt de remplissages fluviodeltaïques (obturation latérale d’Antras, terrasse juxtaglaciaire de Cadirac), tantôt de placages morainiques plus ou moins épais préservés sur les versants ou en position d’inter-fluve, tantôt de blocs erratiques épars, directement posés sur le substrat rocheux, sans matrice morainique. Ces dépôts allogènes se caractérisent par un état d’altération suffisamment avancé pour témoigner d’une longue évolu-tion en contexte subaérien et être attribués à un cycle glaciaire au moins antérieur au MIS 5e (section 3.1.1). Dans les bassins de Foix-Montgaillard et de Tarascon (fig. 7 et 8), ces jalons morainiques et fluvioglaciaires soulignent l’emprise spatiale d’un paléoenglacement qui domine de 50 à 100 mètres l’emprise würmienne maximale et se raccorde, via la terrasse de Cadirac, à la génération T2 des nappes fluvioglaciaires de l’avant-pays ariégeois ; génération attribuée au Riss sur la base de critères altérologiques et pédologiques (Hubschman, 1975a). Les blocs erratiques de Varilhes jalonnent quant à eux une paléoemprise glaciaire sensiblement plus ancienne et plus étendue ; plus ancienne car ces énormes blocs erratiques de gneiss issus du massif de l’Aston dominent très nettement l’étagement des terrasses T2 et T3 du bassin de Pamiers ; plus étendue car ces blocs allogènes se situent ~6 kilomètres en aval de l’emprise spatiale maximale probablement atteinte par la glaciation MIS 6 (dépôts morainiques altérés de Labarre décrits par Taillefer, 1973, cf. section 2.2.2.1). En amont du bassin de Tarascon, les jalons anté-würmiens sont plus rares (fig. 4 et 7) et ne subsistent que sous forme de blocs erra-tiques épars, directement posés sur le substrat rocheux. On signalera les blocs fragmentés et corrodés de taffonis situés sur l’interfluve Ariège-Vicdessos, une cinquan-taine de mètres au-dessus des moraines würmiennes maximales du col de Larnat, ceux localisés en rive gauche du Vicdessos, une centaine de mètres au-dessus des moraines würmiennes de Lapège, et, en rive droite de l’Ariège, sur le flanc sud-ouest de la montagne de Tabe, les tills de l’Assaladou à 1585 mètres d’altitude.

4 - UNE CHRONOLOGIE DES GLACIATIONS QUATERNAIRES

ENTIÈREMENT RENOUVELÉE

L’acquisition d’une nouvelle série de datations par le cosmonucléide 10Be a permis de totalement renouveler

la chronologie des glaciations quaternaires, en parti-culier celle du cycle glaciaire würmien. Bien que cette série de datations 10Be ait déjà fait l’objet d’une publi-cation (Delmas et al., 2011), il nous a semblé important ici de revenir en détail sur la stratégie d’échantillonnage (section 4.1) mais aussi sur l’analyse et l’interprétation des résultats (sections 4.2 et 4.3) afin de montrer dans quelle mesure l’établissement préalable d’une chrono-logie relative fournit, à chacune de ces étapes, le cadre spatio-temporel nécessaire pour contraindre les données chronologiques absolues.

4.1 - LA STRATÉGIE D’ÉCHANTILLONNAGE EN VUE DE DATATIONS 10BE

Tous les stades d’englacement caractérisés supra ont fait l’objet de prélèvements en vue de datations par le nucléide cosmogénique produit in situ 10Be (fig. 3), à l’exception cependant du stade d’englacement jalonné par les blocs de Varilhes étant donné l’état d’altération et de dégradation superficielle très avancé qui les caractérise. Le tableau 1 montre que l’essentiel de l’échantillonnage concerne les stades würmiens : trente prélèvements sur douze sites d’échantillonnage, dont six sur verrous, cinq sur construc-tions morainiques et un sur nappe proglaciaire, contre seulement quatre échantillons sur quatre blocs erratiques anté-würmiens différents. L’échantillonnage de ces quatre blocs a porté sur les parties les moins dégradées de l’enve-loppe rocheuse afin de sélectionner les surfaces les plus proches possibles de l’émoussé glaciaire initial.

Utilisée en tant qu’outil de datation, la concentration en 10Be produit in situ mesurée sur une surface rocheuse renseigne la durée d’exposition minimale enregistrée par cette surface rocheuse depuis son exposition initiale (Gosse & Phillips, 2001 ; Dunai, 2010). En théorie, cette durée d’exposition donne directement l’âge de la dernière déglaciation de la bosse rocheuse dans le cas d’un poli sur verrou, et l’âge du retrait de la glace en arrière d’une construction morainique dans le cas d’un bloc erratique enchâssé dans une moraine. Cela suppose cependant que les surfaces échantillonnées ne souffrent pas d’un héritage d’exposition, qu’elles n’ont pas été écaillées et/ou qu’un masque sédimentaire n’a pas entravé l’accu-mulation post-glaciaire de 10Be au niveau de la surface échan tillonnée. Afin de tester ces risques « géomorpho-logiques », l’échantillonnage des sites sur verrous a porté sur deux à trois types de surfaces rocheuses (tab. 1) : des blocs erratiques sans matrice morainique posés direc-tement sur le verrou rocheux, des surfaces polies par la glace localisées sur le sommet du verrou rocheux, et enfin des surfaces polies situées sur les faces latérales du verrou rocheux et associées à des traces d’arrachement par quarrying. Sur constructions morainiques, l’échantillon-nage a systématiquement porté sur des sommets de blocs erratiques, de 1 à 5 mètres de grand axe, enchâssés dans la forme construite et dépourvus de toute trace d’écail-lage superficiel afin de garantir une certaine stabilité du bloc sur le cordon morainique et une érosion limitée de la surface échantillonnée depuis son exposition initiale. Par ailleurs, comme une part importante des débris ayant

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transité sur des glaciers de vallée comparables à celui de l’Ariège est susceptible d’avoir une origine supragla-ciaire, l’échantillonnage a prioritairement porté sur des blocs erratiques ayant voyagé sur des distances suffi-samment longues pour que leur enveloppe extérieure ait été largement rafraîchie et que la concentration en 10Be susceptible de s’être accumulée avant le transport sur les versants supraglaciaires soit en grande partie éliminée. On sait, en effet, que l’essentiel des isotopes cosmo-géniques sont concentrés dans les 60 premiers centi-mètres environ. Enfin, conformément aux prescriptions de Putkonen & Swanson (2003), comme les moraines échantillonnées sont relativement récentes (würmiennes) et de hauteur limitée (10 à 20 mètres maximum), tous les sites sur cordons morainiques ont fait l’objet de deux à trois prélèvements sur des blocs erratiques différents. Ces critères d’échantillonnage concernent aussi le site E loca-lisé sur la nappe proglaciaire de Garrabet (soit ~1,5 km en aval du front morainique) faute de blocs erratiques directement prélevables sur le vallum de Garrabet car ce dernier a été totalement remanié par l’implantation du village et de son terroir cultivé.

Au total, la plupart des stades d’englacement würmiens (Maximum würmien, Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière) sont renseignés à la fois par des données acquises sur verrou et des données acquises sur constructions morainiques (ou nappe proglaciaire dans le cas du site E) car l’objectif est de pouvoir tester la cohérence interne des données 10Be. Faute de moraines exploitables, seuls les paléoenglacements postérieurs à Bernière (Petches et Suc) ne sont renseignés que par des sites sur verrous (sites J, K et L). Par ailleurs, tous les sites d’échantillonnage (sur verrous comme sur formes construites) ont été localisés dans le bassin glaciaire, de telle sorte que les datations 10Be puissent être directement confrontées à d’autres données chronologiques acquises par d’autres méthodes de datation (Sorriaux, 1981, 1982 ; Jalut et al., 1982 ; Bakalowicz et al., 1984).

4.2 - ANALYSE DES RÉSULTATS ET COHÉRENCE AVEC LA CHRONOLOGIE RELATIVE DES DÉPÔTS GLACIAIRES

Cette section propose une analyse des datations cosmo-géniques destinée à faire la part entre les données 10Be porteuses d’un sens chronologique et celles qui résultent d’histoires d’exposition trop complexes pour donner directement la chronologie des stades d’englacement identifiés sur le bassin glaciaire ariégeois. Au fil des déve-loppements, on montre comment la position des données 10Be par rapport aux séquences de formes, et donc par rapport à la chronologie relative des paléoenglacements quaternaires, permet d’opérer un tri sur des bases plus objectives.

4.2.1 - Les sites en relation avec le Maximum würmien

Faute de vallum frontal dans le bassin de Foix-Mont-gaillard, le Maximum würmien est renseigné par trois

sites sur constructions morainiques en position latérale (sites A, B et C) et un site sur verrou (site D). L’essentiel des datations obtenues sur ces quatre sites plaide en faveur d’une emprise würmienne maximale contemporaine du Global LGM. Le Global LGM a été défini comme « the time of the most recent maximum in globally integrated ice volume ». Il couvre une période de 3 000 à 4 000 ans centrée sur ~21 000 cal. BP et caractérisée par un très bas niveau marin (-135 m) relativement stable (Yokoyama et al., 2000 ; Mix et al., 2001).

Deux datations, l’une à 35,3 ± 8,6 ka (C1) et l’autre à 79,9 ± 14,3 ka (D2), introduisent cependant la possi-bilité d’un Maximum würmien asynchrone par rapport au Global LGM. Le bloc C1 a été prélevé sur la moraine latérale contemporaine du Maximum würmien située en rive gauche de la vallée d’Aston, un peu en amont de la confluence avec l’Ariège (site C, fig. 3) et donne un âge sensiblement plus ancien que le bloc C2 (18,4 ± 3,1 ka) prélevé sur la même forme construite. Compte tenu des risques de vieillissement et/ou de rajeunissement intrin-sèques à la méthode (cf. section 4.1), il est a priori très difficile d’identifier lequel date directement la forme construite, et donc l’emprise würmienne maxi-male dans ce tronçon de vallée, si tant est que l’un des deux donne effectivement un âge fiable… Dès lors, on ne peut que procéder par jeux d’hypothèses et retenir l’option la moins improbable. Dans cette optique, deux types d’arguments permettent de considérer que l’âge 10Be à 35,3 ± 8,6 ka (C1) a du sens pour notre propos. Le premier argument repose sur l’étude de Putkonen & Swanson (2003) selon laquelle on a de très grandes chances (probabilité de 95 %) que le bloc erratique le plus ancien donne assez directement (≥ 90 %) l’âge requis à condition d’échantillonner au minimum 6 à 7 blocs sur des moraines hautes et anciennes (40-100 ka et 50-100 m de haut) mais seulement 1 à 4 blocs pour les moraines de petite taille (10-20 m de haut). Le second argument repose sur l’idée qu’un héritage d’exposition acquis sur les versants supraglaciaires est très peu probable car le bloc C1 est un granite acide à grains fins alors que le substrat des versants alentours est schisteux. Ce bloc allo-gène a donc nécessairement voyagé au minimum sur 3 kilomètres depuis le Pla du Four avant de s’arrêter sur la moraine de Larcat (site C). Ces granites filoniens, aux affleurements très réduits, occupent toujours une position sous-glaciaire dans le massif de l’Aston, sauf sur les pics de Bouc et Thoumazet, 11 et 14 kilomètres en amont. Cela devrait garantir une érosion suffisante de l’enve-loppe rocheuse pour avoir effacé l’essentiel de l’héritage d’exposition acquis en position supraglaciaire, si tant est que ce bloc a effectivement une origine supraglaciaire. Il est également peu probable que ce bloc provienne d’un placage de till anté-würmien dominant le site C car le bloc ne présente aucune trace d’altération caractéristique des erratiques anté-würmiens.

L’âge à 79,9 ± 14,3 ka a été obtenu sur un bloc erra-tique posé directement, sans matrice morainique, sur le substrat rocheux d’un verrou (site D) situé à l’entrée de la gorge qui sépare les bassins de Tarascon et de Foix-Montgaillard. Ce verrou culmine à 590 mètres d’altitude

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et domine de 100 mètres le vallum de Garrabet. Il a une forme particulièrement proéminente et se tenait durant le Maximum würmien à proximité du toit de la langue de glace, tantôt totalement recouvert, tantôt en position de nunatak sub-affleurant (fig. 9). Un tel âge oblige à s’interroger sur l’éventualité d’un héritage d’exposition sur ce bloc. Comme dans le cas précédent, l’hypothèse d’une pré-exposition sur les versants supraglaciaires ne peut pas être responsable d’un vieillissement important, si pré-exposition il y a, car le bloc D2, un gneiss œillé type Aston, a voyagé sur 20 kilomètres au minimum, et 30 kilomètres depuis les premiers reliefs supraglaciaires dans ces gneiss, avant de se déposer sur le promontoire rocheux (site D). Par ailleurs, les âges d’exposition obtenus sur le substrat rocheux du verrou (12,7 ± 2,1 ka pour D1, 6,8 ± 0,3 ka pour D3 et 22,8 ± 1 ka pour D4) montrent clairement que le glacier würmien a recouvert le site D et a prélevé une tranche de roche suffisante pour remettre à zéro le compteur 10Be. Dans ces conditions, le bloc D2 daté à 79,9 ± 14,3 ka ne peut correspondre qu’à un résidu de placage de till contemporain du Maximum würmien et suffisamment épais pour avoir bloqué pendant plusieurs dizaines de millénaires, probablement entre le MIS 4 et le MIS 2 (Martinson et al., 1987 ; Sanchez-Goni & Harrison, 2010), l’accumulation de 10Be sur ce verrou.

4.2.2- Les sites en relation avec les stades d’englace-ment postérieurs au Maximum würmien

La figure 9 montre les relations géométriques que les données 10Be acquises sur les sites E, F, G, H et I entre-tiennent avec les stades Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière. Les résultats obtenus sur les formes construites (sites E, H et I) sont relativement disparates mais, confor-mément aux résultats statistiques de Putkonen & Swanson (2003), la datation la plus ancienne peut être considérée comme la plus fiable de la série. Sur ces bases, l’âge à 18,8 ± 1,3 ka obtenu sur le vallum de Bernière (site I) permet d’écarter la datation à 17,5 ± 1,1 ka obtenue sur ce même vallum, les datations à 16,8 ± 1 ka et 15,7 ± 1 ka obtenues sur le vallum de Bompas-Arignac (site H) et les datations à 14,9 ± 0,6 ka et 14,7 ± 0,7 ka obtenues sur la nappe proglaciaire topographiquement raccordée au vallum de Garrabet (site E). Compte tenu de l’excellente conservation de ces formes construites, ces âges anor-malement récents s’expliquent très probablement par un début de dégradation superficielle des blocs erratiques échantillonnés, dégradation superficielle très certai-nement favorisée par les conditions bioclimatiques très tempérées qui règnent à cette altitude depuis le début de l’Holocène (Jalut et al., 1992). L’âge à 18,8 ± 1,3 ka obtenu sur le vallum de Bernière (site I) confirme par ailleurs le caractère anormalement récent des datations obtenues sur les sites A et B, en relation avec le Maximum würmien. La disparité des données obtenues sur les verrous F et G pose également problème mais la présence d’un bloc erratique allogène daté à 16,8 ± 1,1 ka (surface G2) sur le sommet du verrou G fournit la preuve incon-testable que le sommet de ce verrou (surface G1 datée à 30,7 ± 4,2 ka) présente un héritage d’exposition ; l’ab-

sence d’héritage sur G1 ne pouvant se concevoir qu’avec un till sus-jacent du même âge, ou éventuel lement plus vieux. C’est donc l’âge 10Be à 18,7 ± 3,8 ka qu’il faut retenir pour dater la déglaciation de cette zone de verrou située entre les fronts morainiques de Bompas-Arignac et de Garrabet.

Ces deux datations 10Be (surface F1 à 18,7 ± 3,8 ka et surface I1 à 18,8 ± 1,3 ka) indiquent clairement que les stades de Bompas-Arignac et de Bernière se sont édifiés au cours de pulsations froides très proches l’une de l’autre ; deux pulsations froides contemporaines du Global LGM (Yokoyama et al., 2000 ; Mix et al., 2001). Faute de datation 10Be fiable sur le site E, la chronologie du stade Garrabet n’est renseignée que par défaut ; le vallum morainique de Garrabet cesse de se construire avant 18,7 ± 3,8 ka. Cependant, l’excellente préserva-tion de ce vallum frontal, dont la forme est tout à fait comparable à celle des vallums de Bompas-Arignac et de Bernière, permet de considérer que l’âge 10Be à 18,7 ± 3,8 ka obtenu sur le verrou F est proche de l’âge réel du stade Garrabet. Dans ces conditions, l’héritage d’exposition identifié sur la surface G1 a nécessaire-ment été acquis avant le Global LGM. Faute d’avoir pu mesurer sur cette surface le rapport 10Be/26Al, la part réelle de 10Be hérité sur la concentration totale mesurée ne peut pas être précisément établie mais les datations 10Be obtenues sur ce site indiquent que la part héritée représente au maximum une durée de 14 000 ans (valeur obtenue en retranchant le temps d’exposition mesuré sur le bloc G2 au temps d’exposition total enregistré sur la surface G1). Or, compte tenu de la position géogra-phique de ce verrou, seulement 10 kilomètres en amont de l’emprise würmienne maximale, il est fort probable que cette population de nucléides hérités ait été acquise au cours de fluctuations du front glaciaire contempo-raines du MIS 3 (Martinson et al., 1987 ; Sanchez-Goni & Harrison, 2010). Dans ces conditions, il faut envisager, pour la surface G1, (i) une remise à zéro du compteur 10Be au début du Würm (avant le MIS 3), puis, (ii) durant le MIS 3, une succession de périodes de déglaciation, au cours desquelles le 10Be s’accumule, et de recouvrement (morainique ou glaciaire) au cours desquelles l’érosion glaciaire ne suffit jamais à effacer l’intégralité de la concentration de 10Be acquise. (iii) La dernière période de recouvrement par la glace de cette zone de verrou corres-pond au stade Garrabet et se situe avant 18,7 ± 3,8 ka, très probablement durant le Global LGM. Cette dernière a, elle aussi, été incapable d’une érosion significative sur le verrou, probablement en raison de sa brièveté mais aussi de la résistance à l’érosion mécanique de la barre de leucogranite massif qui arme ce verrou.

Les datations obtenues sur les verrous J, K et L permettent quant à elles de fixer la chronologie des paléoenglacements postérieurs au stade Bernière. Après le stade Bernière, le front glaciaire subit une phase de régression généralisée avant de construire les stades de progression-stationnement de Petches et de Suc, respec-tivement situés à 25 et 15 kilomètres en amont du vallum de Bernière, dans l’axe de l’Ariège et dans le haut Vicdessos (fig. 3). Ces stades d’englacement jalonnent

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des langues de glace cantonnées aux hautes vallées et qui ne dépassaient pas 20 kilomètres de long dans l’axe de l’Ariège et 6 kilomètres sur la vallée de Suc, un affluent du Vicdessos issu des cirques méridionaux du massif des Trois Seigneurs (planchers vers 1 750 m, sommet vers 2 200 m). Compte tenu de leur position dans la séquence de formes, les datations 10Be obtenues sur le verrou J renseignent la chronologie de la phase de dégla-ciation immédiatement antérieure au stade de Petches. La présence d’un bloc erratique daté à 15,4 ± 2,5 ka sur le sommet de ce verrou montre que la surface datée à 24,5 ± 4,8 ka souffre aussi d’un héritage d’exposition et qu’elle a par conséquent subi une érosion glaciaire très limitée au Würm. Les verrous K et L se situent, quant à eux, dans l’emprise glaciaire contemporaine des stades de Petches et de Suc (fig. 5 et 10). Les datations très cohérentes obtenues sur ces deux sites d’échantillonnage permettent de situer dans le Dryas ancien ces derniers stades de glaciers de vallées, et dans l’Allerød le retrait de la glace en arrière de ces sites d’échantillonnage.

4.2.3 - Les sites en relation avec les stades d’engla-cement antérieurs au Maximum würmien

Les datations 10Be obtenues sur les blocs erratiques anté-würmiens (fig. 3, tab. 1) donnent des résultats très disparates mais l’âge le plus ancien de la série (Bloc M1 daté à 122,2 ± 4,9 ka) confirme le caractère anté-würmien de ces blocs en position très perchée et d’aspect loca-lement dégradé et altéré. C’est d’ailleurs probablement cette dégradation superficielle des enveloppes rocheuses, sinon l’exhumation tardive à partir de masses morai-niques démantelées, qui explique les âges würmiens, voire holocènes, obtenus sur les surfaces N1, N2 et O1.

4.2.4 - Bilan et apports des datations 10Be

Au total, cette nouvelle série de données 10Be permet de mettre en évidence (i) un paléoenglacement anté-rieur au MIS 5e plus étendu que celui du cycle glaciaire würmien, (ii) une emprise würmienne maximale anté-rieure au MIS 3, peut-être contemporaine du MIS 4 compte tenu de l’âge 10Be à 79,9 ± 14,3 ka obtenu sur le bloc D2, (iii) des fluctuations plurikilométriques du front glaciaire ariégeois durant le MIS 3 (héritage d’exposition sur le verrou G daté à 30,7 ± 4,2 ka), (iv) l’édification des stades Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière dans le courant du Global LGM, (v) des paléoenglacements tardiglaciaires cantonnés aux hautes vallées mais encore suffisamment importants sur la haute Ariège pour que le front glaciaire atteigne Ax-les-Thermes, à 700 mètres d’altitude, au Dryas ancien.

4.3 - ESSAI DE MISE EN COHÉRENCE DE L’ENSEMBLE DES DONNÉES CHRONOLOGIQUES DISPONIBLES SUR LE BASSIN GLACIAIRE ARIÉGEOIS

On montre à présent comment les reconstitutions paléo-géographiques présentées dans la section 3.2 permettent

une mise en cohérence de l’ensemble des datations (10Be, U-Th, 14C) disponibles sur le bassin glaciaire. Sur ces bases, on propose une image en grande partie renouvelée de la chronologie des glaciations dans les Pyrénées de l’Ariège.

4.3.1 - Distinguer les dépôts würmiens et anté-würmiens : critères relatifs et datations radiométriques

La distinction entre les emprises würmiennes maxi-males et anté-würmiennes proposées sur la figure 3 repose principalement sur l’analyse de l’état d’altéra-tion des dépôts morainiques et juxtaglaciaires situés aux marges du bassin glaciaire ariégeois (cf. sections 2.2 et 2.3). Or, la vitesse d’altération des granitoïdes contenus dans ces formations superficielles n’est pas clairement étalonnée, d’une part parce que l’âge des nappes fluvioglaciaires sur lesquelles repose le gradient d’altération disponible régionalement n’est pas encore contraint par des méthodes de datation radiométrique (étude actuellement en cours), d’autre part parce que la vitesse d’altération de ces formations superficielles dépend fortement des conditions morpho-climatiques locales (épaisseur de la formation superficielle, topo-graphie du substrat cohérent sur lequel repose la formation superficielle, conditions du drainage…). Dans ces conditions, il était important de disposer, en dépit de conditions d’échantillonnage peu favorables, de données chronologiques susceptibles de contrôler la fiabilité des critères altérologiques. De fait, la data-tion 10Be à 122 ka sur le bloc de Caraybat confirme le caractère anté-würmien des matériaux altérés et/ou dégradés qui se trouvent sur les marges des bassins de Foix-Montgaillard et de Tarascon. Elle montre aussi que l’emprise glaciaire individualisée 50 à 100 mètres au-dessus du Maximum würmien et topographique-ment raccordée à la nappe T2 de l’avant-pays ariégeois est bien contemporaine du MIS 6, comme les chronolo-gies relatives établies à l’échelle régionale le laissaient penser (cf. section 3).

Cette glaciation a été clairement identifiée dans le remplissage karstique de Niaux-Sabart-Lombrives où elle est calée par datations U-Th sur spéléothèmes entre 175 et 130 ka. Deux autres glaciations antérieures au MIS 6 sont également identifiées et datées par U-Th, l’une entre 200 et 250 ka et l’autre entre 290 et 350 ka (Sorriaux, 1981, 1982 ; Bakalowicz et al., 1984). Faute de jalons morainiques anté-würmiens suffisamment nombreux et suffisamment préservés sur les versants du bassin glaciaire ariégeois, il est totalement impos-sible de restituer la paléogéographie des glaciations antérieures au MIS 6. On ne peut que rappeler la posi-tion très perchée des blocs erratiques de Varilhes, 100 à 110 mètres au-dessus de la nappe T3 du bassin de Pamiers, ce qui conduit à situer la glaciation qui les a transportés plutôt dans le Quaternaire moyen ancien, et d’en faire l’équivalent des vieilles moraines qui, en Cerdagne, se raccordent à la nappe alluviale T4 (Calvet, 1994, 1998), plutôt que des deux phases froides repérées dans Niaux entre 200 et 350 ka.

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4.3.2 - Données chronologiques en relation avec le cycle glaciaire würmien

Le cycle glaciaire würmien est lui aussi clairement attesté dans le remplissage karstique de Niaux (Sorriaux, 1981, 1982 ; Bakalowicz et al., 1984) grâce à deux data-tions U-Th à 91,4 ± 2,4 ka et à 19,1 ± 1,6 ka (deuxième mesure sur le même échantillon à 19,9 ± 2,1 ka) préle-vées respectivement au toit et à la base de deux planchers stalagmitiques différents. Ces deux planchers stalagmi-tiques encadrent une formation détritique allogène qui atteste un fonctionnement du karst en régime noyé. Cette réactivation du paléokarst de Niaux s’explique par une remontée du niveau de base liée à la présence de glace dans les vallées voisines de l’Ariège et du Vicdessos. Cependant, les datations U-Th ne renseignent que très indirectement la chronologie de cette phase d’englace-ment et de réactivation du paléokarst car elles ne portent pas directement sur la formation détritique allogène mais sur les planchers stalagmitiques qui l’encadrent. Ces datations U-Th sont néanmoins intéressantes pour notre propos dans la mesure où elles fournissent, en négatif, un cadre chronologique susceptible d’être confronté avec les datations 10Be retenues supra. Dans cette optique, il faut constater que l’hypothèse d’un Maximum würmien

contemporain du MIS 4 est compatible avec l’âge U-Th à 91,4 ± 2,4 ka de Niaux. De même, les âges 10Be à 18,8 ± 1,3 ka et 18,7 ± 3,8 ka, obtenus respective-ment sur le vallum de Bernière et sur le verrou F situé immédia tement en aval du vallum de Bompas-Arignac, sont parfaitement compatibles avec la datation U-Th à 19,1 ± 1,6 ka obtenue à la base du plancher stalagmitique qui scelle la formation détritique würmienne de Niaux. En effet, les reconstitutions paléogéographiques propo-sées supra (section 3, fig. 9) montrent qu’au moment où le glacier de l’Ariège construit les vallums de Bompas-Arignac et de Bernière, la basse vallée du Vicdessos est déglacée et un lac de barrage glaciaire occupe alors l’ombilic de Niaux, jusqu’à 580 mètres d’altitude, soit 110 mètres en contrebas du porche de la grotte (fig. 9). Dans ces conditions, les galeries supérieures du paléo-karst, où se situent les concrétions datées par U-Th (elles se trouvent à quelques hectomètres du porche d’entrée et à la même altitude soit vers 670 m), ne sont plus fonction-nelles et le plancher stalagmitique daté à 19,1 ± 1,6 ka peut commencer à se construire.

Les datations 14C, analyses minéralogiques, sédimento-logiques et stratigraphiques de la séquence glaciolacustre de Freychinède (Jalut et al., 1982 ; fig. 10) offrent d’autres éléments de comparaison. Ces travaux indiquent (i) que

950 Suc

Vicdessos

0 1 km

Pic Trois Seigneurs

2102

2114

1715

2088

Pic Mont Ceint

1984

2166

1863

2001

2048

2199

2165 2002

1 3 2

4 5 460

440

420

400

380

360

340

320

300

280

260

240

220

200

180

160

140

120

100

80

60

406

383 375

180

90

162 156

Epa

isse

ur (c

m)

a- 459-453 cm 21 300 ± 760 (i.e. 23 915 to 27 855 cal. BP)

Stratigraphie de la séquence glaciolacustre de Freychinède

f e d c b a

14 Ages C sur la colonne sédimentaire

f- 401-403 cm 13 150 ± 300 (i.e. 14995 to 16928 cal. BP) e- 411-414 cm 14 700 ± 800 (i.e. 15 736 to 19 924 cal. BP) d- 423-426 cm 14 500 ± 770 (i.e. 15 593 to 19 490 cal. BP) c- 435-438 cm 15 220 ± 800 (i.e. 16 874 to 20 357 cal. BP) b- 444-447 cm 14 800 ± 800 (i.e. 16 236 to 20 121 cal. BP)

A C B D F E

16.7 ± 2.3 16.9 ± 3.3

14.4 ± 1.1

14.1 ± 0.7

100 m

10 m

Site L (verrou)

Fig. 10 : Paléoenglacement dans le secteur de Freychinède (Haut Vicdesos).1/ Paléogéographie du Maximum würmien. 2/ Stade de Suc (Dryas ancien). 3/ Site 10Be L sur verrou. 4/ Sondage dans le remplissage glaciolacustre de Freychinède. 5/ Port de Lhers, col de transfluence fonctionnel durant le Maximum würmien. A/ Argile glaciolacustre. B/ Limon calcaire. C/ Limon sableux acide. D/ Tourbe infra-aquatique. E/ Sable. F/ Sphaigne.Fig. 10: Glacial extent in the Freychinède area (upper Vicdessos glacial catchment). 1/ Würmian maximum ice extent. 2/ Oldest Dryas ice extent (Suc stade). 3/ Site L (bedrock step). 4/ Freychinède glaciolacustrine record. 5/ Würmian MIE transfluence col at Lhers Pass. A/ Glacial clay. B/ Calcareous mud. C/ Acidic sandy mud. D/ Subaquatic peat. E/ Sand. F/ Sphagnum peat.

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le col de transfluence situé immédiatement à l’ouest de l’ombilic, à 1517 mètres d’altitude, était déglacé dès 21,3 ± 0,76 BP (soit à 27 855-23 915 cal. BP ; IntCal09, Reimer et al., 2009), (ii) que les cirques situés sur la façade méridionale du massif des Trois Seigneurs étaient alors suffisamment englacés pour nourrir une langue de glace engagée dans la vallée de Suc. Le front de cette langue de glace est difficilement localisable (rien ne permet de déterminer si la langue confluait avec le glacier principal du Vicdessos) mais la présence de sillimanite dans les sédiments glaciolacustres, de la base du sondage jusqu’à 396-398 centimètres de profondeur, montre que la glace était suffisamment épaisse pour alimenter le paléolac de Freychinède en eaux de fonte juxtagla-ciaires issues du massif des Trois Seigneurs. (iii) Après 13,15 ± 0,3 BP (soit 16 928-14 994 cal. BP ; IntCal09, Reimer et al., 2009 ; date obtenue à 401-403 centimètres de profondeur), l’arrêt des apports détritiques riches en sillimanite montre que la langue de glace engagée dans la vallée de Suc est suffisamment amaigrie pour ne plus franchir le seuil rocheux situé vers 1360-1380 mètres d’altitude entre l’auge de Suc et l’ombilic de Frey-chinède. Les auteurs envisagent qu’à partir de cette date, la glace est cantonnée aux planchers des cirques installés sur la face sud du massif des Trois Seigneurs (Jalut et al., 1982). Cette série de datation 14C a été remise en cause et suspectée de vieillissement par un effet « eau dure » (Turner & Hannon, 1988 ; Pallàs et al., 2006) mais, faute de disposer de la valeur du δ13C associée à ces différents âges, il n’est pas possible d’évaluer la réalité du risque de vieillissement (Bowman, 1990 ; Lowe & Walker, 1997 ; Pallàs et al., 2006). De plus, il convient de noter que les 14 dates de la colonne sédimentaire sont très cohé-rentes entre elles, aux marges d’erreur près (fig. 10). On signalera cependant l’étonnante rupture des taux de sédimentation que suggère la succession des âges dans la colonne sédimentaire. Cette rupture se place entre la date à 21,3 ± 0,76 BP située à la base de la séquence et la date à 14,8 ± 0,8 BP situées immédiatement au-dessus. Cela suggère l’existence, entre ~24 000-28 000 cal. BP et ~16 000-20 000 cal. BP, d’un hiatus sédimentaire, non signalé par les auteurs, mais susceptible de correspondre à la récurrence glaciaire contemporaine du Global LGM clairement enregistrée par 10Be sur les moraines et verrous du bassin de Tarascon. En effet, les données 10Be obtenues sur les sites F, G, H et I du bassin de Tarascon ont permis d’envisager (i) des fluctuations intra-würmienne, proba-blement contemporaines du MIS 3, du front glaciaire ariégeois et (ii) une dernière pulsation glaciaire respon-sable de l’édification des vallums de Garrabet, Bompas-Arignac et Bernière durant le Global LGM.

Les datations 10Be obtenues sur le verrou L sont, elles aussi, parfaitement compatibles avec la chronologie et les reconstitutions paléogéographiques proposées par Jalut et al. (1982). En effet, les surfaces datées par 10Be sont exactement localisées sur le seuil rocheux évoqué supra, celui situé vers 1 360-1 380 mètres d’altitude entre l’auge de Suc et l’ombilic de Freychinède. Elles indiquent une exposition depuis 16,7 ± 2,3 ka (deuxième mesure sur le

même échantillon à 16,9 ± 3,3 ka) sur la partie supérieure du verrou (surface L1), depuis 14,4 ± 1,1 ka (surface L3) pour la partie inférieure du verrou et depuis 14,1 ± 0,7 ka (surface L2) pour la face aval (fig. 10). Compte tenu des marges d’erreur, on peut considérer que ces quatre datations sont compatibles entre elles et qu’elles four-nissent la même information : le verrou L est exposé au rayonnement cosmique depuis l’Allerød. Sur ces bases, les données 10Be, de concert avec l’analyse minéralo-gique et les datations 14C obtenues dans le remplissage glaciolacustre de Freychinède, indiquent que le verrou a été recouvert par la glace (et/ou placage de till témoi-gnant de la proximité du glacier) jusqu’au Dryas ancien. Compte tenu de la position du site L par rapport au plan-cher actuel de l’auge de Suc, cette langue de glace était de 150 mètres d’épaisseur et s’avançait potentiellement jusque vers 950 mètres d’altitude. Cependant, la position exacte du front glaciaire contemporain du Dryas ancien est difficilement localisable faute de front morainique préservé dans l’axe de l’auge. L’interstade Allerød se traduit, quant à lui, par une régression du front glaciaire qui cantonne la glace dans les cirques méridionaux du massif des Trois Seigneurs et finit par la faire totalement disparaître. En effet, il est fort probable que le refroidis-sement Dryas récent ne se soit pas traduit, dans ce secteur de vallée, par une récurrence glaciaire notable. L’analyse des stomates foliaires sur macrorestes végétaux recueillis dans le sondage de Freychinède a permis d’estimer la position de la limite supérieure des forêts au Dryas récent, vers 1 300 mètres d’altitude (Reille & Andrieu, 1993), soit 400 à 600 mètres à peine sous les planchers de cirques installés sur le versant sud du massif des Trois Seigneurs. Ceci permet d’estimer, sur la base des ana logues actuels, la ligne d’équilibre glaciaire poten-tielle vers 2 300-2 500 mètres d’altitude au minimum au Dryas récent, c’est-à-dire bien au-dessus des crêtes du massif.

5 - CONCLUSION

Etudié depuis plus d’un siècle, le bassin glaciaire arié-geois est exemplaire des détours épistémologiques enre-gistrés par l’historiographie des études quaternaires. La « période glaciaire » des premiers travaux cède la place, à l’orée du vingtième siècle, à un polyglacialisme direc-tement calqué sur le modèle alpin mais encore bien peu argumenté sur les bases d’une analyse objective de l’état d’altération des matériaux (Mengaud, 1910 ; Depéret, 1923). Lorsque ces premières observations sont produites, notamment par Faucher (1937) et Goron (1941), il en émane un polyglacialisme fondé sur l’évidence que les dépôts glaciaires ariégeois les mieux conservés sont d’âge récent et qu’une génération plus ancienne est représentée par des dépôts relativement dispersés et sensi blement altérés. Par la suite, probablement faute de disposer encore des bases théoriques nécessaires pour interpréter correctement les gradients d’altération, G. Viers élabore un modèle d’interprétation du Quater-naire radicalement opposé au polyglacialisme alpin et

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totalement à contre-courant par rapport aux premières études paléoclimatiques globales (Emiliani, 1954). En effet, pour Viers (1960, 1962), les Pyrénées n’ont connu qu’une seule et unique phase d’engla cement localisée à la fin du Quaternaire, après un épisode majeur d’aération du relief, situé au Villafranchien, et une période caracté-risée par l’édification de « glacis alluviaux » étagés. Les hautes et moyennes terrasses du piémont sont assimi-lées à cette longue période de glaciplanation plutôt qu’à des nappes fluvioglaciaires dont G. Viers refuse de voir le raccord avec les cordons morainiques altérés. L’exis-tence même de moraines anciennes est remise en cause et la présence d’éléments altérés dans certains cordons morainiques est expliquée par un banal remaniement de matériaux altérés avant leur prise en charge par le glacier en progression (Viers, 1963). Ici, nous montrons à quel point le modèle monoglacialiste a perturbé, sinon figé, l’ensemble des travaux portant sur la paléogéographie et donc la chronologie relative des glaciations quaternaires dans les Pyrénées de l’Ariège.

Or, disposer d’une chronologie relative solide demeure un préalable indispensable à toute tentative de datation. Dans cette optique, une cartographie détaillée des dépôts de marge glaciaire et de leur état d’altération nous a permis de reconstituer la paléogéographie de 6 stades d’englacements successifs, würmiens et anté-würmiens. Sur ces bases, on a pu intégrer l’ensemble des données chronologiques, relatives et radiométriques (10Be, U-Th, 14C), disponibles sur le bassin glaciaire ariégeois et proposer une chronologie totalement refondue des glaciations quaternaires dans les Pyrénées de l’Ariège. On retiendra (i) qu’un paléoenglacement antérieur au MIS 5e, probablement contemporain du MIS 6, s’est avancé au-delà de l’emprise würmienne maximale, (ii) que cette dernière est antérieure au Global LGM et proba-blement contemporaine du MIS 4 comme l’indiquent l’âge 10Be à 79,9 ± 14,3 ka sur le bloc D2 et la datation U-Th à 91,4 ± 2,4 ka obtenue sur le plancher stalagmi-tique de Niaux. Par ailleurs, cela s’accorde parfaitement avec les données récemment acquises, immédiatement au sud de l’Ariège, sur le petit bassin glaciaire du Malniu où le Maximum würmien a été daté par 10Be à 76.5 ± 2 et 49.2 ± 1.3 ka (Pallas et al., 2010). Outre l’évidence d’un Maximum würmien asynchrone par rapport au Global LGM, cette étude montre l’existence, durant le MIS 3, de fluctuations des marges glaciaires ariégeoises, de l’ordre d’une dizaine de kilomètres au niveau du front (héritage d’exposition sur le verrou G daté à 30,7 ± 4,2 ka). Des fluctuations intra-würmiennes sont également rensei-gnées dans les hautes vallées comme, par exemple, la vallée de Suc où la mise en eau du lac de Freychinède dès 21,3 ± 0,76 ka 14C BP (soit 27 855-23 915 cal. BP) pourrait correspondre à un interstade würmien contem-porain du MIS 3. Le Global LGM représente, quant à lui, la dernière phase de progression glaciaire suffisamment ample pour atteindre le bassin de Tarascon et construire les vallums de Garrabet, de Bompas-Arignac et de Bernière (datations 10Be à 18,7 ± 3,8 ka obtenue sur la surface F1 et à 18,8 ± 1,3 ka sur la surface I1, hiatus sédimentaire situé entre ~24 000-28 000 cal. BP et ~16 000-20 000 cal. BP

au sein de la séquence glaciolacustre de Freychinède). Cette ultime poussée glaciaire contemporaine du Global LGM est suivie par une déglaciation extrêmement rapide et de grande ampleur car, dès le Dryas ancien, la plupart des fronts glaciaires sont cantonnés aux hautes vallées (datations 10Be des sites K et L, datations 14C et analyse minéralogique de la séquence de Freychinède). Dès lors, la taille des paléoenglacements est éminemment variable d’un secteur à l’autre du bassin glaciaire en fonction des conditions topoclimatiques locales. Ainsi, au Dryas ancien, la vallée de l’Ariège abrite encore un glacier de vallée d’une vingtaine de kilomètres de long tandis que la vallée de Suc, affluente du Vicdessos, n’est plus occupée que par un organisme glaciaire de 6 kilomètres environ.

Cette chronologie s’avère en conformité avec l’en-semble des données récemment acquises à l’échelle des Pyrénées (synthèse in Calvet et al., 2011). Les datations OSL obtenues sur le Gállego démontrent l’existence d’un glaciaire ancien contemporain du MIS 6 et une emprise würmienne maximale antérieure au Global LGM sur le Gállego et le Cinca (Lewis et al., 2009). L’ampleur de la poussée glaciaire contemporaine du Global LGM enre-gistrée en Ariège est attestée aussi sur l’ensemble des bassins glaciaires de taille relativement réduite situés sur la façade méditerranéenne des Pyrénées. C’est le cas sur la Noguera Ribagorçana (Pallàs et al., 2006), sur la Têt (Delmas et al., 2008) mais aussi sur le Carol et le Malniu où les fronts glaciaires contemporains du Global LGM se situent seulement quelques hectomètres en arrière des fronts MEG würmiens (Pallas et al., 2010). La rapidité et l’ampleur de la déglaciation immédiatement postérieure au Global LGM sont aussi évidentes sur ces bassins méri-dionaux, en particulier sur celui de la Têt où une dégla-ciation quasi intégrale est attestée dès ~20 000 cal. BP (Delmas, 2005). À partir du Dryas ancien, chaque sous-bassin acquiert un comportement autonome, contrôlé par le relief et l’exposition, mais la synthèse du Tardiglaciaire pyrénéen reste encore à faire.

REMERCIEMENTS

Les datations 10Be présentées dans ce papier ont été financées par le programme Reliefs de la Terre de l’INSU et par l’équipe de recherche en géo-environ nement MÉDI-TERRA de l’université de Perpignan Via Domitia. Les auteurs remercient Patrick Sorriaux pour ses précieuses indications concernant le remplissage karstique de Niaux et Guillaume Lacquement pour la traduction du texte en langue allemande d’Albrecht Penck (1894).

RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES

ANDRIEU V., 1983 - Les coupes ariégeoises de St Paul de Jarrat et Bompas­Arignac. Analyse sédimentologique et signification morpho­logique. Mémoire de Maitrise, Université Toulouse 2 - Le Mirail, Toulouse, 304 p.

BAKALOWICZ M., SORRIAUX P. & FORD D.C., 1984 - Quater-nary glacial events in the Pyrenees from U-series dating of speleothems in the Niaux-Lombrives-Sabart caves, Ariège, France. Norsk Geografisk Tidsskrift, 38 (3-4), 193-197.

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om

84

BERTRAND A., 1963 - Le modelé glaciaire du val d’Ariège. Revue Géographique des Pyrénées et du Sud­Ouest, 34 (3), 255-272.

BILLOTE M., CASTERAS M., PEYBERNES B., SOULA J.C. & TAILLEFER F., 1988 - Carte géologique de la France à 1/50 000. Notice explicative de la feuille Foix à 1/50 000. BRGM, Orléans, 82 p.

BOWMAN S., 1990 - Radiocarbon dating. Interpreting the past. British Museum Publications, London, 64 p.

CALVET M., 1994 - Morphogenèse d’une montagne méditerranéenne : Les Pyrénées Orientales. Thèse de Doctorat d’Etat, Université Paris 1 Panthéon-Sorbonne, Paris, 3 vol., 1177 p.

CALVET M., 1998 - Los complejos fluvioglaciares de Cerdanya-Capcir y sus enseñanzas. In A. Gomez Ortiz & A. Perez Alberti (ed.), Las huellas glaciares de las montañas españolas. Universidade de Santiago de Compostela, Santiago de Compostela, 263-290.

CALVET M., DELMAS M., GUNNELL Y., BRAUCHER R. & BOURLÈS D., 2011 - Recent advances in research on Quater-nary glaciations in the Pyrenees. In J. Ehlers & P.L. Gibbard (eds.), Quaternary Glaciations, Extent and Chronology, a closer look Part IV. Elsevier, Amsterdam, 127-139.

DELMAS M., 2005 - La déglaciation dans le massif du Carlit (Pyré-nées orientales): approches géomorphologique et géochronologique nouvelles. Quaternaire, 16 (1), 45-55.

DELMAS M., GUNNELL Y., BRAUCHER R., CALVET M. & BOURLÈS D., 2008 - Exposure age chronology of the last glacial cycle in the eastern Pyrenees. Quaternary Research, 69 (2), 231-241.

DELMAS M., 2009 - Chronologie et impact géomorphologique des glaciations quaternaires dans l’est des Pyrénées. Thèse de Doctorat, Université Paris 1 Panthéon-Sorbonne, Paris, 529 p.

DELMAS M., CALVET M., GUNNELL M., BRAUCHER R., BOURLÈS D., 2011 - Palaeogeography and 10Be exposure-age chronology of Middle and Late Pleistocene glacier systems in the northern Pyrenees: implications for reconstructing regional palaeo-climates. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 305 (1-4), 109-122.

DEPÉRET C., 1923 - Les glaciations des vallées pyrénéennes françaises et leurs relations avec les terrasses fluviales. Comptes rendus hebdomadaires des séances de l’Académie des sciences, 176, 1519-1524.

DUNAI T., 2010 - Cosmogenic Nuclides: Principles, Concepts and Applications in the Earth Surface Sciences. Cambridge University Press, Cambridge, 187 p.

EMILIANI C., 1954 - Temperature of Pacific bottom waters and polar superficial waters during the Tertiary. Science, 119 (3103), 853-855.

FAUCHER D., 1937 - Le glacier de l’Ariège dans la basse vallée montagnarde. Revue Géographique des Pyrénées et du Sud­Ouest, 8, 335-349.

GORON L., 1941 - Les vallums morainiques et les terrasses des dernières glaciations dans la région prépyrénéenne et son avant-Pays. Revue Géographique des Pyrénées et du Sud­Ouest, 12, 5-429.

GOSSE J.C. & PHILLIPS F.M., 2001 - Terrestrial in situ cosmogenic nuclides: theory and application. Quaternary Science Reviews, 20 (14), 1475-1560.

HUBSCHMAN J., 1973 - Établissement par l’étude des faciès d’alté-ration, d’un schéma stratigraphique du Quaternaire garonnais et arié-geois. Comptes rendus des séances de l’Académie des sciences. Série D, Sciences naturelles, 277 (9), 753-755.

HUBSCHMAN J., 1975a - Morphogenèse et pédogenèse quaternaire dans le piémont des Pyrénées garonnaises et ariégeoises. Thèse de Doctorat d’Etat, Université Toulouse 2 - Le Mirail (1974), Atelier de reproduction des thèses de l’Université Lille 3, Lille, 745 p.

HUBSCHMAN J. (coord.), 1975b - Le piémont quaternaire de la Garonne, excursion de l’AFEQ 8-10 mai 1975. Bulletin de l’Asso­ciation Française pour l’Etude du Quaternaire, 12 (3-4), 125-216.

HUBSCHMAN J., 1984 - Glaciaire ancien et glaciaire récent : analyse comparée de l’altération de moraines terminales nord-pyrénéennes. Revue Géographique des Pyrénées et du Sud­Ouest. Travaux, 1, 313-332.

ICOLE M., 1973 - Géochimie des altérations dans les nappes d’allu­vions du piémont occidental nord­pyrénéen. Essai de paléopédologie quaternaire. Thèse de Doctorat, Université Paris 6 Pierre et Marie Curie, Paris, 328 p.

JALUT G., DELIBRIAS G., DAGNAC J., MARDONES M. & BOUHOURS M., 1982 - A palaeoecological approach to the last 21 000 years in the pyrenees : The peat bog of Freychinède (alt. 1350 m, Ariège, South France). Palaeogeography, Palaeoclimato­logy, Palaeoecology, 40 (4), 321-359.

JALUT G., MONTSERRAT J., FONTUGNE M., DELIBRIAS G., VILAPLANA J.M. & JULIA R., 1992 - Glacial to interglacial vegetation changes in the northern and southern Pyrenees: deglacia-

tion, vegetation cover and chronology. Quaternary Science Reviews, 11 (4), 449-480.

LEWIS C.J., MCDONALD E.V., SANCHO C., PEÑA J.L. & RHODES E.J., 2009 - Climatic implications of correlated Upper Pleistocene and fluvial deposits on the Cinca and Gállego Rivers (NE Spain) based on OSL dating an soil stratigraphy. Global and Plane­tary Change, 67 (3-4), 141-152.

LOWE J.J. & WALKER M.J.C., 1997 - Reconstructing Quaternary environments. Longman, London, 446 p.

MARTINSON D.G., PISIAS N.G., HAYS J.D., IMBRIE J., MOORE T.C. & SHACKLETON N.J., 1987 - Age dating and the orbital theory of the Ice Ages: development of a high-resolution 0 to 300,000-year chronostratigraphy. Quaternary Research, 27 (1), 1-29.

MENGAUD M., 1910 - Contribution à l’étude du glaciaire et des terrasses de l’Ariège et du Salat. Bulletin de la Société d’Histoire Naturelle de Toulouse, 43, 19-41.

MIX A.C., BARD E. & SCHNEIDER R., 2001 - Environmental processes of the ice age: land, oceans, glaciers (EPILOG). Quater­nary Science Reviews, 20 (4), 627-657.

PALLÀS R., RODÉS A., BRAUCHER R., CARCAILLET J., ORTUNO M., BORDONAU J., BOURLÈS D., VILAPLANA J.M., MASANA E. & SANTANACH P., 2006 - Late Pleistocene and Holocene glaciation in the Pyrenees: a critical review and new evidence from 10Be exposure ages, south-central Pyrenees. Quater­nary Science Reviews, 25 (21-22), 2937-1963.

PALLÀS R., RODÉS A., BRAUCHER R., BOURLÈS D., DELMAS M., CALVET M. & GUNNELL Y., 2010 - Small, isolated glacial catchments as priority target for cosmogenic surface dating of Pleis-tocene climate fluctuations, SE Pyrenees. Geology, 38 (10), 891-894.

PENCK A., 1883 - La période glaciaire dans les Pyrénées. Bulletin de la Société d’Histoire Naturelle de Toulouse, 19, 105-200.

PENCK A., 1894 - Studien über das Klima Spaniens während der Jüngeren Tertiärperiode und der Diluvialperiode. Zeitschrift Der Gesellschaft für Erdkunde zu Berlin, 29, 109-141.

PENCK A. & BRÜCKNER E., 1901-1909 - Die Alpen im Eiszeitalter. Christian-Herman Tauchnitz, Leipzig, 3 tomes, 1199 p.

PUTKONEN J. & SWANSON T., 2003 - Accuracy of cosmogenic ages for moraines. Quaternary Research, 59 (2), 255-261.

REILLE M. & ANDRIEU V., 1993 - Variations de la limite supérieure des forêts dans les Pyrénées (France) pendant le Tardiglaciaire. Compte rendu de l’Académie des Sciences de Paris, série II 316, 547-551.

REIMER P.J., BAILLIE M.G.L., BARD E., BAYLISS A., BECK J.W., BLACKWELL P.G., BRONK RAMSEY C., BUCK C.E., BURR G.S., EDWARDS R.L., FRIEDRICH M., GROOTES P.M., GUILDERSON T.P., HAJDAS I., HEATON T.J., HOGG A.G., HUGHEN K.A., KAISER K.F., KROMER B., MC CORMAC F.G., MANNING S.W., REIMER R.W., RICHARDS D.A., SOUTHON J.R., TALAMO S., TURNEY C.S.M., VAN DER PLICHT J. & WEYHENMEYER C.E., 2009 - IntCal09 and Marine09 radiocarbon age calibration curves, 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon, 51 (4), 1111–1150.

SÁNCHEZ-GOÑI M.F. & HARRISON S.P., 2010 - Millennial-scale climate variability and vegetation changes during the Last Glacial: concepts and terminology. Quaternary Science Reviews, 29 (21-22), 2823-2827.

SORRIAUX P., 1981 - Étude et datation de remplissages karstiques : nouvelles données sur la paléogéographie quaternaire de la région de Tarascon (Pyrénées ariégeoises). Comptes Rendus des Séances de l’Académie des Sciences. Série 2, Mécanique, Physique, Chimie, Sciences de la Terre, Sciences de l’Univers, 293 (11), 703-706.

SORRIAUX P., 1982 - Contribution à l’étude de la sédimentation en milieu karstique. Le système de Niaux­Lombrives­Sabart (Pyrénées Ariégeoises). Thèse de Doctorat, Université Toulouse 3 - Paul Saba-tier, Toulouse, 255 p.

STONE J.O., 2000 - Air pressure and cosmogenic isotope production. Journal of Geophysical Research, 105 (B10), 23753–23759.

TAILLEFER F. & DURAND M.C., 1959 - Les argiles à varves de Sibian près de Foix. Bulletin de la Société d’Histoire Naturelle de Toulouse, 94, 253-261.

TAILLEFER F., 1960 - Les terrasses d’obturation glaciaire de la vallée de Saurat (Ariège). Revue Géographique des Pyrénées et du Sud­Ouest, 31, 45-61.

TAILLEFER F., 1961 - Recherches récentes sur le relief glaciaire de la vallée de l’Ariège. In Pays de l’Ariège : archéologie, histoire, géographie. Actes du XVIe congrès d’études de la Fédération des sociétés académiques et savantes Languedoc­Pyrénées­Gascogne, Foix, 28­30 mai 1960. F. Cocharaux, Auch, 211-224.

TAILLEFER F., 1963 - La carte de Morphologie glaciaire des Pyré-nées au 1/50 000. Feuilles de Foix et de Vicdessos. Revue Géogra­phique des Pyrénées et du Sud­Ouest, 34, 5-10.

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85

TAILLEFER F., 1973 - Le glaciaire de Foix. Annales de la Fédération Pyrénéenne d’Économie Montagnarde, 29, 13-23.

TAILLEFER F., 1977 - Le glacier de l’Ariège dans le bassin de Tarascon. Revue Géographique des Pyrénées et du Sud­Ouest, 48, 269-286.

TAILLEFER F., 1985 - Idées actuelles sur les glaciations dans les Pyrénées de l’Ariège. Revue Géographique des Pyrénées et du Sud­Ouest, 56, 323-338.

TURNER C. & HANNON G.E., 1988 - Vegetational evidence for the late Quaternary climate changes in southwest Europe in relation to the influence of the North Atlantic Ocean. Philosophical Transac­tions of the Royal Society of London. Series B, Biological Sciences, 318 (1191), 451-485.

VIERS G., 1960 - Le relief des Pyrénées occidentales et leur piémont : Pays Basque français et Barétous. Privat, Toulouse, 604 p.

VIERS G., 1962 - Les Pyrénées. Que sais-je ? n°995, Presses Universi-taires de France, Paris, 128 p.

VIERS G., 1963 - Les moraines externes de la Cerdagne et du Capcir (Pyrénées orientales, France) et leurs rapports avec les terrasses alluviales. In INQUA (ed.), Report of the 6th International Congress on Quaternary, Warsaw 1961. 3, Geomorphological Section and Symposium on Marginal Glacial Forms and Deposits. Panstwowe Wydawnictwo Naukowe, Lodź, 385-393.

YOKOYAMA Y., LAMBECK K., DE DECKKER P., JOHNSTON P. & FIFIELD L.K., 2000 - Timing of the Last Glacial Maximum from observed sea-level minima. Nature, 406 (6797), 713-716.

1201-020 Mep.indd 85 17/02/12 15:45

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