Titre courant : Histoire paraglaciaire du glacier Baron, Spitsberg Reconstitution de l’histoire paraglaciaire d’une marge glaciaire face aux changements climatiques : le cas du glacier Baron au Spitsberg (PARAGLACIAL HISTORY OF A GLACIAL MARGIN FACING GLOBAL CHANGE : THE BARONBREEN CASE STUDY, SPITSBERGEN) Samuel ETIENNE* et Denis MERCIER+

* Université Blaise Pascal, Géolab, UMR 6042 – CNRS, MSH Clermont-Ferrand, 4 rue Ledru, 63057 Clermont-Ferrand, France, samuel.etienne@univ-bpclermont.fr

+ Université de Nantes, IGARUN, Géolittomer, LETG UMR 6554 – CNRS, Campus du Tertre, BP 81227, 44 312 Nantes cedex 3, France, denis.mercier@univ-nantes.fr

RÉSUMÉ. – Les régions polaires sont très sensibles aux variations climatiques. Les milieux englacés, comme ceux du Spitsberg, répondent rapidement au réchauffement climatique par la désintégration des masses glaciaires, la libération concomitante de grands volumes d’eau de fonte et l’évolution rapide des reliefs terrestres. Les études paraglaciaires ont montré que la décharge sédimentaire décroissait avec le temps, selon une courbe de relaxation. Cette étude interroge les effets d’échelle sur les rythmes de la déglaciation et de la libération sédimentaire dans un petit bassin-versant. Il apparaît que la séquence paraglaciaire, considérée comme une crise morphogénique, peut être sujette à des crises internes capables de mobiliser ponctuellement de grandes quantités de sédiments. Ceci signifie qu’à grande échelle le profil de la courbe de relaxation est plus irrégulier que ce que suggèrent les modèles d’échelle plus petite. Mots-clés : Géomorphologie, sédimentologie, paraglaciaire, jökulhlaup, variations climatiques, Spitsberg. ABSTRACT. – Polar regions are very sensitive to climate variability. Glacial environments, such as those of Spitsbergen, respond drastically to climate warming by the disintegration of ice masses, release of huge amounts of free water and rapid evolution of terrestrial landforms. Paraglacial studies have shown that sediment yield decreases with time according to a relaxation curve. This study examines the effects of scaling on rhythms of deglaciation and sediment fluxes in a small catchment. It appears that the paraglacial sequence, known as a morphogenic crisis, can be affected by internal small threshold event which are able to mobilize large quantities of sediment. It means that, at small scale, the curve profile is more irregular than suggested by large scale model. Key words : geomorphology, sedimentology,– paraglacial, jökulhlaup, climatic variability, Spitsbergen. Dans le dernier rapport publié en février 2007 par le Groupe d’experts Intergouvernemental sur l’Évolution du Climat (GIEC, Solomon et al., 2007), le comité d’experts corrobore les précédents scenarii proposés pour les régions polaires. Les effets du Changement global pourraient bien être amplifiés en Arctique en raison de boucles de rétroaction entre les systèmes cryosphérique, terrestre, atmosphérique et océanique (Mercier, 2005). Dans ce

contexte, l’archipel de Svalbard se situe dans une partie de l’Arctique où les effets des changements climatiques sont plus importants que nulle part ailleurs. Au Spitsberg, un certain nombre d’études se sont déjà penchées sur les processus paraglaciaires actifs (Mercier, 2001, 2002, Moreau et al. 2004). Par le biais d’analyses de photographies diachroniques et d’archives sédimentaires, cette étude propose de nouveaux enseignements sur l’évolution des formes en contexte paraglaciaire et, notamment sur les flux et les stockages sédimentaires qui affectent la zone proglaciaire. Zone d’étude Le glacier Baron se situe dans le Kongsfjord, sur la côte ouest du Spitsberg (79°N, 12°45’E). Sa superficie actuelle est d’environ 3 km² mais à la fin du Petit Âge glaciaire (PAG), au début du XXe siècle, il était en contact direct avec les glaciers Conway (56,6 km² actuellement) et Feiring (7,6 km²). La ligne d’équilibre des glaces du Conway est estimée circa 460 m au-dessus du niveau marin actuel (Hagen et al. 1993). Ce glacier est caractérisé par un front marin alors que les deux autres glaciers, le Baron et le Feiring, sont des glaciers de vallée dont les zones d’accumulation sont des cirques et dont les fronts sont terrestres. La zone d’étude correspond à la marge proglaciaire de cet environnement glaciaire complexe et se situe quelques mètres au-dessus du niveau marin actuel (fig. 1). Méthodes Une cartographie géomorphologique des marges proglaciaires des glaciers Baron et Conway a été effectuée lors des missions de 2002 et 2004. Pour reconstruire la cinématique de déglaciation post-PAG, de nombreuses sources photographiques, les plus anciennes datant de 1907 (expédition du Prince Albert Ier de Monaco), ont été examinées (Etienne et al., 2008). Les archives sédimentologiques ont été analysées à partir d’échantillons prélevés sur le terrain. La granulométrie a été déterminée par tamisage à sec pour la partie sableuse et par granulométrie laser pour la fraction fine. Cinématique de déglaciation depuis la fin du Petit Âge glaciaire Au Svalbard, le Petit Âge glaciaire a commencé aux XIIIe ou XIVe siècles par une avancée considérable des fronts glaciaires. Il a culminé au début du XXe siècle où de nombreux glaciers ont alors connu leur extension holocène maximale. Depuis le début du siècle dernier, aucun glacier n’est en équilibre avec l’évolution climatique et les espaces récemment déglacés ne cessent de s’étendre. Le retrait des fronts glaciaires continentaux est continu depuis les années 1920. Mais le scénario est légèrement différent pour la section marine du Conway qui aurait connu une réavancée de 1,5 km entre 1976 et 1982 (Sharov, 2005). Dans la zone d’étude, la séquence paraglaciaire commence dès le début du XXe siècle avec un retrait glaciaire déjà très marqué en 1936. Mais ce recul glaciaire est différentiel pour les trois glaciers du secteur : le Baron, le plus petit des appareils, répond plus vite au réchauffement climatique que les deux autres glaciers le prenant en étau depuis le maximum PAG. En conséquence, les eaux de fonte du Baron sont barrées et les flux sédimentaires piégés, laissant apparaître une terrasse de kame et des dépôts glacio-lacustres. Une crise morphogénique se déclenche ensuite au sein même de la crise paraglaciaire avec la vidange brutale de la retenue glacio-lacustre qui remanie la plaine proglaciaire du Conway située en aval. Les blocs erratiques notamment sont nettoyés de leur coiffe sédimentaire et les flûtes sont détruites ou déviées. Au sein de la séquence actuelle, la destruction des moraines par fonte des cœurs de glace morte et le réajustement des dépôts de pente dominent. Des coulées boueuses, des debris flows figurent parmi les signes d’une intense mobilité des versants déglacés. Les dynamiques morphogéniques liées à la fonte de la glace morte sont à la fois régulières et catastrophiques, ceci en fonction de seuils bien différenciés. La taille du bassin-versant est ici

un élément de premier ordre expliquant le retrait différentiel des glaciers et, par la suite, la diversité des formes et modelés proglaciaires. Archives sédimentaires de la déglaciation Les plaines proglaciaires du Baron et du Conway sont un patchwork de dépôts glaciaires et fluvioglaciaires plus ou moins remobilisés par les processus paraglaciaires. Une cartographie des formes et modelés hérités du PAG ou des réajustements post-PAG permet d’appréhender l’emprise spatiale des différents processus géomorphologiques, mais l’examen des caractéristiques stratigraphiques et sédimentologiques des dépôts est d’une grande aide pour retracer l’évolution de cette zone durant le retrait différentiel des glaces terrestres. Les moraines sont les modelés les plus répandus et consistent en une moraine de fond à blocs erratiques, plus ou moins flûtée, ou en cordons morainiques à cœur de glace morte présentant de fortes pentes (par exemple, la moraine médiane Baron-Conway). Ces dépôts sont affectés par la fonte estivale de la glace morte qui alimente les processus de versant : lavage superficielle de la fraction fine, ravinement, debris flows ou mouvements de masse sont largement répandus dans la zone d’étude. Les dépôts (till, flûtes, coiffes perchées) sont pour la plupart hérités de la période glaciaire. La moraine de fond du Conway présente cependant une distribution particulière des coiffes sédimentaires perchées sur les blocs erratiques, ainsi qu’une répartition irrégulière des flûtes glaciaires. En effet, certaines zones se démarquent par l’absence de coiffes sédimentaires et par la disparition ou la déviation vers le sud des flûtes normalement orientées est-ouest. Un lavage de ces zones est évident, l’orientation des flûtes déviées suggérant une circulation des terres vers la mer. Une cartographie de ces zones lavées montre qu’elles convergent vers la terrasse de kame du Baron (fig. 1). Cette terrasse surplombe de 6 à 7 m la moraine de fond du Conway. Elle représente un stock temporaire de sédiments associés à la fonte du glacier Baron, stock piégé, dans les premiers temps de la déglaciation, par les barrages glaciaires du Conway et du Feiring. L’analyse granulométrique de la séquence terminale du dépôt montre une distribution polymodale, caractérisée par la présence de séquences grossières ou fines. Plus particulièrement, la présence de rythmites sables fins/limons suggère l’existence de phases de décantation dans un lac d’obturation glaciaire. L’épaisseur totale de cette séquence, supérieure à 15 cm, indique que le lac a perduré pendant plusieurs années. Les sédiments plus grossiers, allant jusqu’à la taille des graviers, révèlent au contraire l’existence d’injections plus brutales de matériaux, probablement sous la forme de debris flows naissant sur les moraines à cœur de glace surincombantes. L’existence de ce lac est intimement liée à celle du barrage de glace : en effet, le remplissage lacustre s’étale jusqu’au sommet de la moraine médiane Baron-Conway, indiquant que le barrage était le Conway lui-même et non la moraine médiane. Le recul du Conway a progressivement fragilisé le mur glaciaire, le contact direct de l’eau lacustre avec le glacier accélérant la fonte. La rupture de ce type de barrage est alors brutale (Björnsson, 1992), et une débâcle fluvio-glaciaire (jökulhlaup) s’ensuit. Cette débâcle a alors envahi la plaine proglaciaire du Conway, lavant les blocs erratiques de leur coiffe et détruisant ou déviant les flûtes. Les traces des chenaux de débâcle se distinguent également sur le terrain par la présence d’une importante quantité de sables fins emballant partiellement les blocs erratiques. Chronologie des événements La cartographie géomorphologique et l’interprétation des archives sédimentaires permettent de proposer un scénario d’évolution pour le secteur au cours du XXe siècle (fig. 2). L’exploitation des archives photographiques permet de caler quelque peu les événements bien qu’un hiatus ne permette pas, pour le moment, de dater précisément le moment de la débâcle.

Le recul préférentiel du Baron et, donc, la constitution du lac de barrage glaciaire sont attestés par la photographie aérienne oblique du Norsk Polarinstitutt de 1936. La vidange est effective en 1984, mais une seconde retenue est visible en arrière et en contrebas de la terrasse de kame (photographie personnelle M.-F. André). Ce laquet est alors directement barré par la moraine latérale du Conway. En 1990, ce second lac s’est vidangé puisque la moraine est désormais percée (image aérienne verticale). On retrouve les traces de cette retenue aujourd’hui sur le terrain sous la forme d’un dépôt limoneux peu épais. Enseignements du Baron sur les dynamiques paraglaciaires Cette étude éclaire de manière nouvelle les relations entre les échelles spatio-temporelles, la variabilité climatique et les réponses géomorphologiques des milieux englacés. Premièrement, on constate que la réponse glaciaire au réchauffement du climat n’est ni immédiate ni linéaire, le paramètre premier du contrôle étant la taille des bassins versants glaciaires. Le Baron, le plus petit des trois complexes glaciaires, réagit très rapidement, induisant des réponses géomorphologiques différenciées d’un complexe à l’autre. Dans la perspective d’une évaluation des flux et des budgets sédimentaires, cet exemple illustre les différentes étapes de la cascade sédimentaire paraglaciaire énoncées par Ballantyne (2002). Tout d’abord, le transport glaciaire durant le PAG met en place des sources sédimentaires comme les couvertures morainiques de versant, les dépôts glacigéniques des fonds de vallée et les cordons morainiques (fig. 3). Ces sédiments glaciaires sont remobilisés par les processus de transport paraglaciaires primaires qui approvisionnent des stocks temporaires (dépôts glacio-lacustres, cônes alluviaux, etc.). Dans le cas présent, en raison de la proximité du rivage, la débâcle fluvioglaciaire constitue un événement catastrophique au sein de la séquence paraglaciaire, une crise dans la crise, injectant brutalement une certaine quantité de sédiments dans le puits terminal que constitue le Kongsfjord. Du point de vue de l’échelle spatio-temporelle, on constate que si la courbe de relaxation proposée par Ballantyne (2002a, 2003) permet de définir quantitativement la durée de la séquence paraglaciaire, elle s’applique avant tout à une échelle régionale (par exemple, ici, aux bassins versants alimentant le Kongsfjord dans son ensemble). À une échelle plus fine, cet exemple montre que les premiers temps de la séquence paraglaciaire sont marqués par des événements morphogéniques qui mobilisent par à-coups des quantités importantes de sédiments, ce que le même auteur avait déjà signalé dans le cas de debris flows associés à des pluies torrentielles (Ballantyne, 2002b). Le profil de la courbe de relaxation est donc en réalité irrégulier à grande échelle (fig. 4). Dans le cas présent, les jökulhlaups consécutifs à la vidange de lacs de barrage glaciaire sont des épisodes forts en terme d’érosion. Rarement signalés dans les latitudes polaires, ils sont probablement plus fréquents qu’on ne le pense au début de la déglaciation puisque des phénomènes similaires furent observés par Sir M. Conway ou Charles Rabot en Baie du Roi à la fin du PAG. Rabot (1905) écrivait ainsi : « There is […] a superabundance of water for the formation of barrier and border lakes, as also of numerous sub- and intra-glacier pools, which in emptying themselves give rise to floods. », introduisant par ailleurs le mot islandais jökulhlaup dans le vocabulaire géomorphologique international. Remerciements Cette étude est la 17e contribution du Programme 400 « Geomorphoclim » (2002-2005) financé par l’Institut polaire Paul-Emile Victor (IPEV). Un soutien financier antérieur a été accordé par le laboratoire Géolab (UMR 6042 – CNRS) et le GDR 3062 – CNRS « Mutations polaires ». Les auteurs remercient également Marie-Françoise André pour nous avoir transmis des photographies personnelles de la zone d’étude sur la période 1982-1986.

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Fig. 1 – Croquis géomorphologique des espaces proglaciaires des glaciers Baron et Conway.

Source photographique : NPI, 1995. Fig. 2 – Scénario d’évolution de la plaine proglaciaire du glacier Baron au cours du XXe siècle. Fig. 3 – La cascade sédimentaire paraglaciaire (d’après Ballantyne 2002, adapté). Fig. 4 – Courbe de relaxation des flux paraglaciaires pour le glacier Baron.

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