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Les Andes centrales du Pérou et leurs piémonts (entre Lima et le Péréné)

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Olivier Dollfus (†)

Première partie. Plateaux, bassins et sommets des Andes centrales péruviennes

Chapitre III. Le relief de la haute montagne péruvienne

Texte intégral

1Par sa topographie la haute montagne se distingue des plateaux de la puna. Aux hautes surfaces ondulées dont les croupes sont tangentes au plan plus ou moins horizontal de la « pénéplaine » de la puna ou à celui des recouvrements de laves de la fin du Tertiaire, s'opposent les versants raides et les parois de la montagne. Tandis que la steppe à graminées caractérise la puna, la végétation disparaît dans la haute montagne, à l'exception de quelques lichens. Sur les plateaux les gels nocturnes sont fréquents, surtout en saison sèche, mais les temperatures moyennes annuelles sont toujours supérieures à 0°. Dans les Andes centrales, l'isotherme de 0° s'établit selon l'exposition et le relief entre 5200 et 5300. Il joue un rôle important en ce qui concerne le maintien de l'englacement dans la montagne. La limite du gel nocturne, même pendant l'hivernage, se place vers 4800 m. C'est une limite morphologique essentielle et elle constitue le seuil au-delà duquel les processus périglaciaires actuels sont particulièrement actifs. Les plateaux de la puna se trouvent en dessous de cette limite.

2La puna conserve les traces des périodes froides du Quaternaire : des couvertures morainiques et des sols périglaciaires tapissent les plateaux. En revanche, la haute montagne est le domaine des processus actuels glaciaires et périglaciaires. Cependant, il n'est pas toujours possible de comparer ces processus actuels avec ceux ayant régné sur les plateaux au cours des périodes froides du Quaternaire, même si l'on tient compte d'un jeu climatique différent. En effet, d'un côté, sur la puna, il s'agissait de processus agissant sur des plateaux ondulés, de l'autre, dans la haute montagne, le froid et la glace agissent sur des parois ou des grands versants inclinés.

3Les connaissances que l'on possède sur le climat régnant dans la haute montagne péruvienne sont encore très éparses, en dehors des observations faites au sommet du Misti, à près de 6000 m. Mais le Misti fait partie d'un domaine climatique différent de celui des Andes centrales : les Andes méridionales dominant le Pacifique sont beaucoup plus sèches que les montagnes situées entre le 10e et le 12e parallèles.

4Dans les Andes proches de Lima, il ne semble pas, à la suite d'observations personnelles fragmentaires, que les températures soient très rigoureuses en haute altitude. Si, sous abri, la limite du 0° de température moyenne annuelle s'établit entre 5100 et 5300 m, entre 5300 et 5500 m j'ai rarement observé des températures inférieures à —12°, avant le lever du soleil, sur des pentes fortes et en saison sèche. Des minima plus rigoureux s'observent dans les Andes du Sud où, à l'extrémité septentrionale de l'altipiano péruanobolivien, à Chuquibambilla, à un peu plus de 4000 m, le thermomètre est descendu en dessous de —20° en juin 1964.

A) L'INFLUENCE DE L'EXPOSITION DANS L'ÉVOLUTION DU MODELÉ

5L'influence de l'exposition, qui a été reconnue depuis longtemps dans les montagnes des latitudes moyennes, a été souvent sous-estimée dans les montagnes tropicales. L'opposition, surtout nette entre les versants exposés au Nord et ceux exposés au Sud dans les montagnes des latitudes moyennes, passe aux latitudes intertropicales à une opposition Ouest-Est, et dans l'hémisphère Sud, sous le 12°, à une opposition WSW-ENE. En effet, le matin, le ciel est généralement dégagé, en saison sèche comme en hivernage, et les pentes orientales reçoivent perpendiculairement les premiers rayons du soleil. Au gel nocturne succède un rapide réchauffement des surfaces rocheuses. A plus de 5000 m, la tension en vapeur d'eau est inférieure à 3 mm, l'air est très sec, particulièrement dans les Andes du Sud, ce qui favorise le flux des radiations solaires. La surface des parois rocheuses exposées au soleil matinal peut atteindre une quinzaine de degrés, peut-être plus, même si la température de l'air reste voisine de 0°. A midi, les rayons du soleil tombent à la verticale et les versant raides ne les reçoivent qu'avec une faible incidence. En fin d'après-midi, le ciel est généralement couvert, surtout en saison humide ; les versants occidentaux se réchauffent tardivement, médiocrement et pendant peu de temps. Les différences morphoclimatiques qui sont liées à l'exposition sont d'autant plus marquées que la pente des versants est plus forte (Dollfus, 36).

6La nuit, les surfaces neigeuses, par temps clair et calme, peuvent avoir des températures inférieures d'une dizaine de degrés à celles de l'air, à un mètre du sol, sous abri. Il y a donc une double opposition entre les surfaces rocheuses qui, bien exposées, se réchauffent plus rapidement que l'air au soleil, pendant la journée, et les surfaces neigeuses qui, elles, se refroidissent plus que l'air, pendant la nuit.

7Dans la haute montagne andine il faut faire la distinction entre deux étages. Celui de la « très haute montagne », à plus de 5200 m, et celui de la haute montagne, comprise entre l'isotherme du 0° de température moyenne annuelle et la limite du gel nocturne quotidien. Bien que l'étage de la « très haute montagne » ne couvre que de très faibles surfaces dans la tranche andine qui sert de cadre à cette étude (sommets de la cordillère du Huaytapallana, du Huangaruncho et quelques pointes dans les chaînons de la Cordillère Occidentale), il est intéressant d'en décrire les aspects en prenant des exemples dans les grandes cordillères voisines de Raura, de Huayhuash et dans la Cordillère Blanche.

B) LE RELIEF DE LA TRÈS HAUTE MONTAGNE

8Les glaciers andins sont des glaciers tempérés, c'est-à-dire que leurs glaces sont à 0° ou à une température légèrement inférieure ; c'est du moins ce que révèlent les quelques mesures faites sur des glaciers entre 5000 et 5500 m, mais l'on manque complètement de mesures pour les glaciers situés à plus de 6000 m, pour les calottes du Huascaran comme pour les calottes de glace coiffant l'immense caldeira du Coropuna. Les langues glaciaires sont peu développées. Les quelques langues, atrophiées, qui sont émises par les plus grands appareils glaciaires de la Cordillère Blanche, ne descendent guère en dessous de la limite inférieure des glaciers qui est ainsi très constante pour une même exposition, pour une même orientation et pour des volumes montagneux semblables. Cette limite se place vers 4800 m sur le versant occidental de la Cordillère Blanche, sous une ligne de sommets dépassant 5500 m.

1) Les parois exposées à l'Ouest et au SW

9Ces parois ne sont pratiquement pas affectées par le dégel ; elles sont drapées de nappes de glace rectilignes, soudées au rocher, qui peuvent avoir une pente de 70° et parfois même plus : face SW du Chacrajaru et de l'Alpamayo dans la Cordillère Blanche. Ces nappes sont minces et se composent de plaques de glace très dure, cassante, souvent transparente et immobile. Elles sont peut-être dues à des brouillards givrant qui verglassent les rochers. Sur les plaques adhère une neige sèche, légère, faite de très petits cristaux étoilés dont les branches s'imbriquent bien les unes dans les autres. La neige fraîche glisse dans les couloirs rectilignes, peu profonds, qui se creusent entre les éperons. Ces couloirs, se divisant souvent en Y vers le haut, naissent près des crêtes reliant les sommets. Les crêtes sont ourlées de champignons instables, de neige peu tassée. Les champignons, déversés sous l'action du vent dominant, donnent aux crêtes un aspect bourgeonnant, comme par exemple entre les deux Chacrajaru. Les champignons ont de 5 à 15 m de haut ; lorsqu'ils se cassent, ils provoquent de petites avalanches de neige sèche qui dévalent dans les couloirs. Ces arêtes neigeuses « en choux-fleurs » sont analogues à celles des sommets de l'Himalaya du Népal.

10La neige, en glissant dans les couloirs, alimente des glaciers de pied de parois, en pente plus douce, inférieure à 40° (pied occidental du Chacrajaru et du Palcrajaru). Une ou deux rimayes, ouvertes et sinueuses, marquent le passage des carapaces de glace, apparemment immobiles de la paroi, au glacier de bas de versant, en mouvement. De gros blocs de glace, en surplomb, sont parfois suspendus au-dessus de la rimaye. Ils sont peut-être les témoins d'un remplissage glaciaire plus important datant d'une précédente période froide.

2) Les glaciers de pied de paroi

11Ils sont épais et de plus en plus crevassés vers le bas. Ils s'étalent largement mais ne se canalisent pas en langue glaciaire, à l'exception de courts appendices de glace moribonde, longs de quelques centaines de mètres au plus. Aux ruptures de pente du substratum rocheux correspondent les barres de séracs comme au pied du Nevado Colcas et du Palcrajaru occidental dans la Cordillère Blanche.

12Les glaciers en reculant dégagent un versant rocheux plan, véritable « glacis » incliné de 20 à 35° ; on en remarque sur les pentes du Jangy-jaraju au-dessus de Huaras et sur les flancs récemment déglacés du Huangaruncho. Sur leur surface on relève la disposition des réseaux de macrodiaclases, légèrement nettoyés par la glace, tandis que sur les « interfluves » entre les diaclases, les traces d'un polissage glaciaire et les stries se conservent dans les volumes les plus durs, notamment dans les granites. Il ne pose d'ailleurs la question de savoir si ces versants rocheux plans ont été modelés par le glacier de pied de paroi ou s'il s'agit de « glacis rocheux », de « versants de Richter » périglaciaires, élaborés dans un système morphoclimatique différent et qui auraient été nettoyés et retouchés par le glacier. Cependant, quoi qu'il en soit de la genèse de ces versants plans rocheux, il faut opposer actuellement un rythme d'érosion, extrêmement ralenti sinon bloqué, sur les grandes parois subverticales revêtues de plaques de glace et une érosion plus active, à leur base, où travaillent les glaciers de pied de paroi qui sont mobiles.

3) Les versants orientaux

13Les versants exposés à l'Est et surtout au NE ont des parois rocheuses, parfois même jusqu'à 6000 m (face Est du Huascaran, du Huandoy, dans la Cordillère Blanche et grandes dalles du Yerupaja dans la Cordillère de Huayhuash) ; seuls des lambeaux de glaciers sont accrochés dans les anfractuosités de la paroi, se logent dans des niches ou des couloirs. Il s'agit d'ailleurs plus de névés que de glaciers proprement dits qui sont constitués par des agrégats de neige assez poreux, ayant déjà subi un début de diagénèse par suite de la fusion matinale. Ces paquets n'adhèrent que médiocrement au rocher à la surface duquel ruissellent les eaux de fonte.

14Le climat des grandes parois orientales est homogène sur de très grandes dénivellations, supérieures à 1000 m dans la Cordillère Blanche ou dans celle de Huayhuash. Lors des chutes de neige ou à la suite de brouillards givrants (la vapeur d'eau en surfusion peut cristalliser en très petites aiguilles de glace lorsqu'elle rencontre une paroi), les faces orientales se plâtrent, surtout quand elles reçoivent de plein fouet les masses d'air humide venant de l'Amazonie. Mais le matin la neige fond rapidement au soleil, même si la température de l'air reste inférieure à 0°. L'eau en ruisselant sur les rochers facilite le décrochement des paquets de glace qui nourrissent le glacier de pied de paroi.

15Les surfaces rocheuses sont soumises à une gélivation vigoureuse lorsque les gels nocturnes dépassent —5° et qu'ils surviennent après une phase d'humectation superficielle. Ainsi jusqu'à 6000 m les processus de la gélifraction sont actifs à la surface des parois orientales qui, attaquées par le gel, reculent parallèlement à elles-mêmes et d'autant plus facilement qu'il s'agit de volumes rocheux fissurés. Cependant, des couloirs signalent les secteurs les plus broyés et sont à la fois plus humides et plus sensibles à l'action des chutes de pierres qu'ils canalisent ; ils tendent ainsi à se creuser davantage que les plaques rocheuses qui les encadrent où l'action de la gélivation est plus réduite. Ainsi les faces orientales sont plus sensibles à l'érosion différentielle que les parois occidentales également carapaçonnées sous une chape de glace.

16L'aspect des glaciers au pied des parois orientales est un peu différent de celui des glaciers qui s'étalent en contrebas des façades occidentales. Ils sont soumis à une fusion plus rapide et à une diagénèse plus intense dues, non seulement à l'augmentation de la pression par les avalanches, mais aussi à de plus fréquentes alternances du gel et du dégel superficiels. Ils sont souvent grisâtres et revêtus de blocs dégringolés des parois et des couloirs. Les moraines frontales sont constituées d'éléments anguleux, moins usés que ceux des moraines terminales des glaciers occidentaux ; leurs moraines sont très pierreuses par suite de l'abondance du matériel dégringolé des faces rocheuses.

17Cependant, à la différence de la base des parois de l'étage situé à moins de 5200 m, ces glaciers en transportant les fragments rocheux descendus des parois empêchent le développement des talus d'éboulis à la base des versants.

4) Les sommets lourds et convexes

18Sur les sommets convexes, la diagénèse de la neige se fait différemment. Les calottes glaciaires sont directement et uniquement alimentées par les chutes de neige. Leur surface, assez proche de l'horizontale, reçoit perpendiculairement les rayons du soleil à midi, ce qui favorise la fusion dans la journée suivie du regel nocturne. Ainsi se forment des strates de neige et de glace d'une épaisseur comprise entre 20 et 30 cm, mais qui peut être supérieure dans les montagnes très humides. Ces strates correspondent probablement à la tranche de neige tombée pendant la saison humide. Elles sont séparées les unes des autres par des lits de glace très aérée, qui correspond à la zone d'infiltration du dégel et de la pénétration du gel pendant la saison sèche. On peut remarquer que le lit de glace aérée est d'autant plus important que la fusion est plus forte. Ces calottes glaciaires recouvrent les lourds sommets granodioritiques de la Cordillère Blanche comme le Huascaran, le Nevado Copa ou le Hualcan.

19Sur les volcans du Sud (Coropuna 6600 m, Ampato 6310 m), la sécheresse est exceptionnellement forte et la neige se sublime plus qu'elle ne fond sur ces hautes montagnes. La sublimation peut se produire même lorsque la température de l'air est supérieure à 10°. On voit ainsi disparaître des plaques de neige sans qu'il y ait le moindre ruissellement. La fusion ne joue qu'un rôle réduit sur ces glaciers, sauf sur les marges inférieures au contact des rochers. La fonte des neiges et de la glace est insuffisante pour donner naissance à des systèmes fluvioglaciaires développés en contrebas des glaciers.

C) LA MONTAGNE ENTRE 4800 ET 5200 m

20L'exposition joue également un rôle important dans l'évolution des formes de la montagne, mais à cet étage ce sont les processus périglaciaires qui sont actuellement les plus actifs. Les glaciers ne subsistent que sur des surfaces limitées (versants occidentaux sous des sommets de plus de 5200 m). C'est aussi l'étage où les marques de l'érosion glaciaire récente sont les plus fraîches : ombilics, verrous et gradins rocheux sont « frais » et ont été récemment abandonnés par la glace.

1) Les versants d'éboulis cryonivaux

21Les pentes exposées à l'Est et au NE, surtout lorsqu'elles sont modelées dans des volumes volcaniques, altérés par des venues hydrothermales et fracturés par la tectonique néogène, sont plus ou moins couverts par de grands talus d'éboulis.

22Ces talus sont plans et rectilignes, marqués par une légère concavité basale, parfois absente. Leur pente est comprise entre 35 et 38°. La couleur rouge-orange de leur surface, lorsqu'ils sont élaborés dans des roches volcaniques, provient des patines qui couvrent les plaquettes. Les masses volcaniques, minéralisées par des oxydes de cuivre, de plomb et de zinc, sont généralement couvertes par une masse rocheuse plus riche en oxydes de fer (« chapeau de fer » des miniers). Le gel superficiel, contribuant à ouvrir les micropores de la roche, inférieures à 2 microns, facilite la migration vers la surface exposée à l'air des solutions ferrugineuses qui précipitent en oxydes ferriques faiblement cristallisés et enduisent la plaquette d'une mince patine. Cette migration n'affecte qu'une tranche apparemment très mince de la roche : la lisière déferruginisée a d'un à deux millimètres d'épaisseur. La patine en se déposant bouche les pores de la roche et en imperméabilise la surface, limitant à la fois l'épaississement du vernis qui se bloque ainsi lui-même, et freinant aussi la microgélifraction.

23Les plaquettes rocheuses des éboulis constituent un pavage d'éléments anguleux, généralement disposés à plat sur la pente à l'exception de quelques plus gros blocs, tombés par gravité jusqu'au bas du versant. La dimension des éclats dépend essentiellement de deux facteurs : la densité des mésofissures de la roche, l'intensité du gel nocturne et la profondeur de la pénétration de l'onde de gel dans les fissures remplies d'eau. Dans un éboulis développé en contrebas d'une paroi volcanique (andésites au-dessus du lac Huampar), la médiane des longueurs d'un lot de fragments récoltés à la tête de l'éboulis est de 4,7 cm ; le coefficient d'aplatissement est voisin de 2 (si bien que l'épaisseur des fragments est un peu supérieur à 2 cm) et le plus grand élément récolté mesure 15 cm. Dans des talus de la haute vallée du Santa Eulalia, près de Milloc et entre le Ticlio et Morococha, la médiane des longueurs est un peu supérieure à 10 cm. Il ne semble pas, en mesurant les pentes des différents talus entre Milloc et Morococha que leur inclinaison varie en fonction de la dimension des éclats rocheux qui les pavent. En revanche, mes premières observations semblaient montrer que la dimension des plaquettes est assez constante du haut en bas de l'éboulis (Dollfus, 28) ; des mesures ultérieures montrent que si, à la base, s'accumulent les blocs dégringolés des parois, la dimension des éclats s'amenuisent à la surface de l'éboulis, du haut en bas. Ceci est à lier à leur fragmentation par le gel au cours de leur descente sur le talus et aux chocs reçus lors des chutes de pierre. Ainsi, pour le talus de Milloc, la médiane, au tiers inférieur de la pente, est de 10 cm et aux deux tiers, toujours pour un lot de 50 plaquettes, elle se situe pour le fragment médian à 12 cm.

24Les éboulis issus de roches volcaniques forment un pavage mobile, reposant en lits plus ou moins parallèles à la pente. La proportion de matrice fine augmente à la fois dans le bas du versant et dans l'horizon inférieur du dépôt. 40 % de la matrice de moins de 2 mm est constitué par des limons et des argiles. La granulométrie montre une fragmentation régulière, probablement liée au gel. Les grains sont non usés, anguleux, mais pour ceux dont la dimension est supérieure à 500 microns on remarque au binoculaire une forte fissuration. Leur surface est patinée d'oxydes, mais la patine peut se desquamer ou s'écailler sur certains grains, peut-être par l'action du gel ou des frottements. Sur ces talus en pente forte, le drainage est bon. L'humidité et le gel favorisent le fractionnement des particules et la formation des limons. Dans la fraction correspondant aux argiles, les quartz, les éclats de feldspaths et les fragments d'hématite sont abondants. Mais en ce qui concerne les « véritables » argiles, deux échantillons, prélevés l'un et l'autre sur des talus issus de roches semblables (roches volcaniques andésitiques), les analyses effectuées dans deux laboratoires différents ne fournissent pas les mêmes résultats. Dans l'un, récolté à Milloc et étudié au laboratoire de géologie de Strasbourg, les feuillets sont médiocrement formés et l'analyse thermique différentielle montre des traces d'illite que M. Lucas considère comme des micas ; on trouve également un peu de vermiculite. L'autre échantillon ramassé près de Léoncocha, dans la même région, et analysé au Laboratoire de Géochimie de Nancy, montre des illites, de la kaolinite, de la chlorite en plus des quartz, des feldspaths et de l'hématite. Il est possible que des actions hydrothermales aient affecté le second échantillon : une mine de zinc-plomb-argent exploite des filons à proximité.

25La pauvreté en véritables argiles, soulignée par M. Lucas, s'expliquerait par le climat froid régnant dans la haute montagne péruvienne vers 4800 m. En effet, si les précipitations sont assez abondantes et représentent une quantité d'eau annuelle d'environ 1 m (à Milloc), les températures moyennes mensuelles sont comprises entre 2 et 4°. Il faut noter que la matrice, protégée par le pavage des éclats rocheux, n'est guère sensible aux variations thermiques quotidiennes.

26Les talus sont alimentés par des chutes de pierres descendues des parois, sculptées dans des volumes volcaniques. Il s'agit généralement de roches massives à grains fins. Dans un échantillon prélevé sur le talus de Milloc, on trouve une andésite à grands phénocristaux de plagioclases, à petits cristaux de quartz arrondis mêlés à de l'orthose, un peu de chlorite et d'épidote. La pâte qui couvre 65 % de la lame mince est entièrement dévitrifiée et se présente comme une sorte d'éponge de très petits grains de quartz et de feldspath. Dans un éboulis au-dessus de Huampar, la lame mince indique une microbrèche volcanique constituée par une mésostase à fond phylliteux englobant des cristaux plus ou moins brisés de plagioclases et des petits fragments, brisés, de roches volcaniques. Ces volumes sont découpés, selon les endroits, par des macrodiaclases ouvertes, subverticales, qui fournissent des amas de blocs au pied des couloirs. L'observation de la surface des parois, à la loupe, celle des fragments d'éboulis, à l'œil nu puis en lame mince montre la présence de mésofissures d'un diamètre compris entre quelques dizaines de microns et 300 microns, distantes les unes des autres de quelques centimètres. Ces mésofissures jouent un rôle capital dans le débitage de la roche en fragments anguleux, souvent parallélipipédiques. La pénétration de l'eau dans les fissures est fonction de leur diamètre, de leur orientation et de leur densité. Ainsi, à la surface des parois, la désagrégation est d'autant plus marquée que le réseau des principales fissures est proche de la verticale. On observe une meilleure humectation des fissures verticales que de celles qui sont horizontales. La densité des fissures, visibles à l'œil, augmente près de la surface de la paroi. La face interne des gros blocs est moins fissurée en apparence que la face externe exposée aux actions météoriques, mais une observation plus poussée montre la présence de très fines fissures qui s'ouvrent dans la tranche qui affleure sur la paroi. L'étude des lames minces semble montrer que dans ces roches massives, soumises à un gel fréquent mais peu durable et d'une faible intensité, la gélifraction qui provoque le dérochement des éclats serait surtout efficace dans les fissures dont la largeur est comprise entre 50 et 100 microns, c'est-à-dire pour celles où l'eau pénètre facilement et où un gel à —6° pendant une dizaine d'heures est efficace jusqu'à 4 à 5 cm. Mais l'étude de l'optimum de gélivation en fonction des fissures de la roche, de sa structure et des types de roches reste encore à faire. Il faut cependant souligner l'importance de la gélifraction actuelle s'exerçant sur ces parois rocheuses fissurées, entre 4800 à 5000 m.

27Le gel, on l'a noté, contribue sûrement à accroître la microporosité, favorisant ainsi les altérations pelliculaires et la migration des oxydes métalliques qui précipitent en patine. Mais ce système se bloque rapidement de lui-même. En revanche, le gel reste actif dans les macropores. La rapidité du gel, au début de la nuit, est un élément favorisant la pénétration de l'onde de froid qui en compense partiellement la faible durée.

28Les chutes de pierre se produisent surtout pendant la saison sèche, après le plâtrage des parois par des giboulées de grésil ou de neige. Les eaux de fonte pénètrent pendant la journée dans les fissures et gèlent la nuit à proximité de la surface de la paroi. Les chutes sont canalisées dans les couloirs établis dans les volumes les plus diaclasés. Au pied des couloirs, des cônes se construisent qui peuvent devenir coalescents et former un talus de plusieurs centaines de mètres de large, formant une grande couverture détritique fossilisant la base du versant rocheux.

29Sur les talus, la neige agit de façon différente selon l'épaisseur de la couche et la rapidité de la fusion. Lorsqu'elle fond progressivement, l'eau s'infiltre dans les éboulis et entraîne latéralement, par lessivage, les éléments les plus fins qui s'accumulent à la base du dépôt. Quand la fonte est rapide et que le pourcentage de limons est suffisant pour imperméabiliser partiellement la surface du talus, la pente est sillonnée de petites rigoles rectilignes. Après les chutes de neige abondantes, supérieures à 20 cm, qui sont actuellement exceptionnelles, et lorsque la neige est lourde, les glissements passant à des micro-avalanches peuvent décaper la surface pierreuse superficielle. Enfin la neige, quand elle est suffisamment dure (ce qui est très rare à ces altitudes en dehors des glaciers), peut servir de plan de glissement pour les plaquettes détachées des parois.

30Progressivement, les talus finissent par recouvrir l'ensemble du versant. La paroi recule, ennoyée sous ses propres débris, mais à une vitesse d'autant plus lente que la surface soumise à la gélivation diminue. Le talus se développe parallèlement à lui-même, à une vitesse uniformément retardée. Lorsque l'ensemble du versant est recouvert par les éboulis comme au-dessus de Morococha et de Milloc, le talus se stabilise. Dans un système morphoclimatique qui serait stable, le talus serait, en théorie, immunisé, si le soutirage des limons par le lessivage oblique ne finissait par provoquer des tassements locaux, accompagnés de la mise en mouvement, par saccades, des plaquettes.

31Dans ces montagnes, à ces altitudes, de légères modifications climatiques (refroidissement s'accompagnant de précipitations plus abondantes et mieux réparties dans l'année) peuvent faire passer cet étage du domaine des processus périglaciaires à celui de l'action glaciaire. C'est ce qui s'est passé au cours du Quaternaire, mais également lors des récurrences froides postérieures à la dernière grande poussée des glaces du Quaternaire récent, comme lors de l'ultime reprise du froid au xixe siècle.

32Le passage d'un système périglaciaire à un système glaciaire s'accompagne de la formation de glaciers de pied de paroi qui repoussent en avant les éboulis formant des moraines frontales pierreuses, aux éléments anguleux, et dont la matrice est analogue à celle des éboulis. On observe ce type de moraines très fraîches en contrebas des sommets du Saint-Andrès, au Ticlio et à l'Est du lac Huampar. La face rocheuse, dégagée des éboulis qui l'ennoient, est généralement subverticale à la base, accidentée de quelques ressauts aux deux tiers de la hauteur et convexe vers le haut. Ces versants rocheux se remarquent autour du lac Huampar.

33Au contraire, pendant les phases de répression glaciaire, les petits cirques creusés dans les roches volcaniques sont progressivement recouverts par des nappes d'éboulis cryonivaux ; des exemples se voient à proximité des mines de Venturosa, au-dessus du lac Paucar à 4900 m.

34Ainsi les fluctuations climatiques s'accompagnant des phases glaciaires et de phases périglaciaires sont très favorables à l'évolution rapide des versants de la montagne comprise entre 4800 et 5200 m. Après l'ennoyage généralisé, par la glace, de cet étage au cours des grandes périodes plus froides et humides du Quaternaire récent, les petits changements climatiques, depuis le Tardiglaciaire, ont été ressentis avec une netteté particulière dans cet étage actuellement compris entre la limite inférieure de l'englacement et celle du gel nocturne quotidien toute l'année.

Fig. 12. — Profil des versants de la région du lac Huampar dans des volumes andésitiques, montrant le modelé différent lié à l'exposition.
(1) andésite et lignes de macrodiaclases sub-verticales et plus ou moins dans le sens de la pente ; (2) plaque de glace sur paroi exposée au SW ; (3) moraine très pierreuse, à gros blocs ; (4) talus d'éboulis cryonivaux ; (5) touffes d'ichu colonisant le bas de la pente ; (6) tourbières.

35Les talus cryonivaux ne sont pas exclusivement localisés sur les pentes orientales. On en trouve également, descendant jusqu'à 4400 m, sur les versants exposés à l'Ouest et au SW, mais ils sont de moins belle venue. A la même altitude, les talus tournés vers l'Est ont le bas de leur pente colonisé par l'ichu ; ils ne sont fonctionnels que dans leur partie supérieure.

36Dans les chaînons orientés, calcaires et gréseux, de la Cordillère Occidentale, de la Viuda à la Cordillère de Raura, les versants orientaux correspondent aux fronts des « pseudo-cuestas » ou des grands crêts offrant des escarpements de plusieurs centaines de mètres au-dessus des talus d'éboulis. Cette disposition structurale jointe à celle de l'orientation facilite la construction de talus, inégalement développés selon la lithologie : important dans les calcaires gris, marneux du Crétacé moyen comme au signal de Tayc, ils sont peu développés dans les calcaires cora-liens ou les grès durs du Crétacé inférieur comme au pic Yanqui.

2) Les glaciers

37Entre 4800 et 5200 m, les versants occidentaux conservent des lambeaux de glaciers qui sont souvent des reliques et qui flottent entre des moraines nettes mais trop amples datant de la dernière crue glaciaire.

38Les glaciers, en dessous de 5200 m, se caractérisent par la rapidité de la diagénèse liée soit à des phénomènes mécaniques (tassements par les avalanches) soit à des actions thermiques, marquées par la fréquente alternance du cycle gel-dégel. Par suite de leur température proche du point de fusion, ils peuvent fluer plus aisément que les glaciers plus froids, bien qu'en contrepartie leur minceur ralentisse la vitesse de l'écoulement.

39Sur les pentes à l'abri de l'écoulement, lorsque la température moyenne de l'air est voisine de 0° et que les températures nocturnes sont négatives, la température à la surface de la neige peut être de plusieurs degrés inférieure à celle de l'air par suite du rayonnement. Ainsi la température moyenne de la neige, en surface est, en saison sèche, de plusieurs degrés inférieure à celle de l'air comme on peut l'observer sur les glaciers de la Cordillère de Raura ou sur ceux du secteur du lac Huampar. Pendant la saison humide, qui se caractérise par l'accroissement de la nébulosité, les minima des températures sont moins accentués. Le tassement des couches de neige successives, le réchauffement diurne favorisent la diagénèse et la stratification du glacier, même pour ceux dont l'alimentation provient en partie des avalanches.

40Les glaciers exposés au Nord qui se maintiennent dans cet étage (Cordillère de Raura, Cordillère Blanche) ont des champs de « pénitents » qui se développent pendant la saison sèche. La pointe des pénitents est orientée dans la direction du soleil au maximum de son insolation pour la surface considérée ; ces pénitents, comme ceux du pic d'Ishinka, dans la Cordillère Blanche, ont de 30 à 40 cm de hauteur. Formés de neige durcie, très résistante, ils facilitent l'escalade de pentes très raides mais rendent fatigante la marche sur des versants moins inclinés. Les tourbillons de poussières, qui malgré la faible densité de l'air mais grâce à de très fortes ascendances orographiques, permettent le saupoudrage du glacier de fines particules qui, déclenchant une inégale fusion de la neige, favorisent l'élaboration des pénitents. Mais ces derniers n'ont nulle part le développement de ceux que l'on peut observer dans les montagnes subtropicales, que Lliboutry a décrit au Chili et que l'on trouve également au Karakorum. Dans les Andes tropicales péruviennes, les pénitents couvrent les glaciers. Il n'en est pas de même plus au Sud, sous le 16e où, à Chacaltaya en Bolivie, des champs de pénitents couvrant directement un pavage périglaciaire ont été observés au mois d'août 1960.

41Une remarque très générale doit être faite. Dans les Andes péruviennes, la neige joue un rôle morphologique limité en dehors des glaciers. Elle est un des agents qui facilite l'élaboration des talus cryonivaux ; la fonte rapide d'une couche neigeuse déclenche des phénomènes de ruissellement et, en humectant le sol accentue l'agressivité de la gélifraction superficielle. Mais le modelé proprement nival est absent par suite de l'absence d'une couche neigeuse saisonnière descendant en dessous de la limite des glaciers.

42Les glaciers, reliques de la crue glaciaire des xviiie et xixe siècles « flottent » dans des moraines terminales et latérales trop amples pour leur volume actuel. Vers le bas, ces moraines dessinent des arcs à une centaine de mètres en dessous de la limite actuelle des glaciers. Des plaques de glace sont conservées sur des versants à « l'ombre », même lorsque la température moyenne annuelle est supérieure à 0°. Les effets de l'insolation diurne sont équilibrés par ceux du gel nocturne et la tranche affectée par le dégel regèle pendant la nuit. Sur ces glaciers qui sont au stade de la décrépitude, le « névé » est pratiquement absent. L'alimentation s'effectue essentiellement par des giboulées de grésil mou qui tombent en grains compacts de 1 à 2 mm. La glace apparaît, soit directement à la surface, soit sous une mince couche de neige durcie, rendue grise par les poussières. Les cristaux sont de grandes tailles, mais de dimensions hétérométriques. Ils renferment, tout au moins à proximité de la surface, de très nombreuses bulles d'air.

43Ces restes de glaciers forment soit des plaques, de quelques centaines de mètres de longueur, recouvertes d'éboulis quand elles se trouvent au pied des parois rocheuses, soit des petites langues, très crevassées, bavant au-dessus de gradins verrous.

44Les blocs rocheux, glissant sur le glacier, dessinent au bas de la pente un bourrelet dissymétrique, au flanc raide externe. Les éléments anguleux sont disposés à plat sur la pente ou fichés les uns dans les autres comme dans les moraines de névé (Tricart et Cailleux : Le modelé glaciaire et nival, CDU). La matrice fine est rare dans ces bourrelets.

45Les plus gros éboulis, lorsque la pente du glacier est insuffisante pour en assurer le glissement, finissent par recouvrir progressivement, d'aval en amont, le glacier. L'ensemble glace-couverture constitue un glacier rocheux, caractéristique des périodes de retrait dans les montagnes sèches. Dans le secteur du lac Huampar, ces glaciers, dont il est difficile de savoir dans quelle mesure ils sont encore actifs, sont ourlés de rides successives, convexes vers l'aval, aux blocs bien imbriqués. D'autres éboulis couvrent des culots de glace morte qui, en fondant donnent naissance à des cuvettes dont la physionomie dépend du type de couverture. Si la couverture est assez limoneuse, la pente extérieure de la cuvette est douce et son fond est occupé par un petit lac ; lorsque le recouvrement est surtout rocheux et pauvre en matrice fine, la cuvette est sèche et, sur la pente interne, les blocs penchent vers le creux. De beaux exemples de culots de glace récemment fondus (depuis une trentaine d'années) se voient près du col séparant la vallée du Rimac de celle du lac Huampar.

Fig. 13. — Croquis morphologique de la région du lac Huampar (d'après photographie aérienne).
(1) barres et crêtes rocheuses ; (2) talus d'éboulis cryonivaux ; (3) roches moutonnées ; (4) moraines de fond très caillouteuses ; (5) moraines latérales ; (6) arc morainique ; (7) amas de gros blocs issus généralement d'un glacier rocheux ; (8) tourbières et lacs.

46Dans les chaînons sédimentaires, comme à la Viuda, les glaciers s'installent sur le revers des crêts. Leur action érosive est limitée par la disposition structurale. Comme ils sont médiocrement alimentés et minces, leur vitesse est réduite. En bordure des glaciers, la gélifraction, facilitée par les eaux de fonte, est particulièrement sélective et met en valeur l'inégale résistance au gel des couches marneuses et calcaires du Crétacé moyen et supérieur.

3) Les parois rocheuses occidentales en roches volcaniques

47Les versants rocheux sont quadrillés par un réseau de diaclases que soulignent les chutes de neige. L'alternance du gel et du dégel est moins régulière que sur les versants opposés. Le gel a la possibilité de pénétrer plus profondément dans les volumes rocheux dont l'humectation est mieux assurée grâce à une plus faible humectation qui réduit un peu l'évaporation superficielle. Aussi la gélivation n'a pas le style de celle décrite sur les parois orientales. Le gel qui peut se prolonger pendant plusieurs jours de suite, pénètre plus profondément dans les fissures humides et permet le déchaussement de blocs de plus gros calibres que sur les pentes soumises à l'alternance quotidienne du cycle gel-dégel. L'hétérogénéité des fragments descendus des versants rocheux est plus forte que dans les talus cryonivaux, décrits ci-dessus. Les éboulis sont d'autre part moins développés par suite de la plus longue durée de l'englacement de ces versants et du retrait récent des glaciers, qui peut parfois ne dater que de quelques décennies (cf. photographies au-dessus du lac Huampar, prises à une trentaine d'années d'intervalle).

4) Les actions périglaciaires actuelles sur les pentes faibles situées à l'écart des parois

48Entre 4700 et 5000 m on trouve, sur des pentes modérément inclinées et ne dépassant guère une dizaine de degrés, plusieurs types de sols périglaciaires dont l'aspect dépend de la granulométrie de la couverture détritique. Au Ticlio et au lac Huampar, sur des sols sablolimoneux, contenant des plaquettes rocheuses, qui reposent sur des roches gélives (calcaires marneux ou andésites fissurées et altérées), pipkrakes et ruissellement nival entraînent, dans ces montagnes tropicales, la formation de sols striés où alternent des bancs caillouteux, larges d'une dizaine de centimètres et de bandes plus terreuses larges d'une quinzaine de centimètres. Les bandes, disposées dans le sens de la plus grande pente, ont plusieurs dizaines de mètres de longueur. La pente des versants est comprise entre 4 et 10°. Les plaquettes sont à plat sur le lit caillouteux. A la base, à une dizaine de centimètres du sol, la roche mère est fragmentée et ses éléments ne sont pas striés. Dans ce milieu tropical montagnard, où les gels sont fréquents, mais sans grande intensité (exceptionnellement inférieurs à —10°) et de faible durée, la mise en place des sols striés actuels s'explique par cryoturbation comme dans les sols polygonaux ; mais il faut remarquer que la largeur des bandes semble être proportionnelle à la vigueur du gel ; les stries sont d'autant plus larges que le gel est important. Le ruissellement joue un double rôle ; diffus et modéré, il nettoie les lits caillouteux des éléments fins, sables et limons et les bandes caillouteuses servent de drains. Mais après les chutes de neige les plus épaisses suivies d'une fonte rapide ou après des averses, les sols striés disparaissent, les plaquettes et gravillons étant emportés par le ruissellement. La formation de ces sols striés reste, dans les Andes centrales un phénomène surtout saisonnier : on les remarque surtout en « saison sèche », lorsque le gel nocturne est vigoureux et que des giboulées de grésil viennent humecter le sol, et ils disparaissent en « hivernage », lors des fortes précipitations.

Fig. 14. — Courbes de granulométries fines :
A : dans la matrice d'une moraine subactuelle au-dessus de Milloc, vers 4750 m ; matériel volcanique andésitique ;
B : dans la matrice d'un talus cryonival à Milloc vers 4600 m ; matériel volcanique andésitique.
Les deux courbes sont très proches l'une de l'autre.

49Dans les pélites des « Capas rojas », sur des surfaces modérément inclinées situées au-dessus de la limite du gel quotidien, les pipkrakes labourent sur quelques centimètres de profondeur (de 2 à 4 cm) un sol limoneux formé par le délayage des pélites sous l'effet de la gélivation et de l'humidité. Ainsi se forment des champs de boue analogues à ceux décrits par Troll (150) en Bolivie, où le ruissellement diffus décape progressivement la surface limoneuse.

50Il est important de noter que ce gel, même superficiel, mais souvent répété, favorise la fragmentation des granules en limons et en particules de la dimension des argiles comme le montrent les granulométries des matrices des talus d'éboulis de Milloc et de la moraine de Léoncocha (figure 14). Au cours des périodes froides du Quaternaire, en bordure des plateaux couverts de glace dans la frange affectée par la gélivation, la formation d'éléments fins était un facteur favorable au développement de la solifluction et à l'alimentation des laves et des coulées torrentielles descendant bien en dessous de la limite du gel.

D) LES MARQUES DES GLACIATIONS QUATERNAIRES DANS LA HAUTE MONTAGNE

1) Les dernières modifications climatiques et leurs conséquences sur le modelé

51Partout dans les Andes centrales se remarque le rôle joué par les glaciers et le gel au cours des périodes froides du Quaternaire. Cependant si, sur les plateaux, la reconstitution des processus et de l'histoire des glaciers s'effectue surtout à partir de l'analyse des dépôts corrélatifs, dans la haute montagne, c'est l'étude des traces laissées par l'érosion glaciaire dans le relief qui permet de comprendre le rôle joué par la glace dans le modelé.

52Actuellement les glaciers andins sont en recul. Les indications concernant cette récession sont nombreuses : ce sont, notamment, les moraines très fraîches en contrebas des glaciers - reliques, au pied du San Andrès et du Yanasinga, au-dessus du Ticlio ; ce sont les versants rocheux, plans, abandonnés depuis peu de temps par le glacier autour du Huangaruncho ou en dessous des sommets de la Cordillère Blanche.

53Une partie des catastrophes qui affectent le « callejon de Huailas » (haute vallée longitudinale du Santa) sont liées au recul des glaciers : rupture d'un barrage morainique fermant le lac, à la suite d'une chute de séracs qui entraîne la formation d'une grande vague déferlant sur la nappe d'eau, comme ce fut le cas pour « l'aluvion » de Chavin de Huantar le 17 janvier 1945 ou pour celle qui détruisit partiellement Huaras en 1946. D'autres sont provoquées par le décrochement d'une partie d'un glacier qui déclenche une avalanche se transformant vers le bas en lave torrentielle comme à Ranrahirca en janvier 1962 (Dollfus et Peñaherrera, 32).

54Heim et Broggi (85 et 15), après d'autres, ont déjà décrit ce recul glaciaire. Spann et Oppenheim (112 et 113) évaluent en 1944 le recul du glacier du Yanasinga à 5,25 m en six mois pendant la saison des pluies, c'est-à-dire au cours de la saison où les gels sont rares. Des photos prises à une trentaine d'années de distance montrent l'importance de la récession glaciaire au-dessus du lac Huampar. Des mines comme celle de Venturosa ou du Léon Cocha n'auraient pas pu être exploitées au début de ce siècle, les glaciers couvrant alors l'orifice des galeries actuelles. Lorsqu'à la fin du xixe siècle Meigg entreprit de construire le chemin de fer Lima-La Oroya, les glaciers descendaient dans la région du Ticlio de 80 à 150 m plus bas qu'actuellement. Dans la cordillère, les gens âgés se souviennent d'un enneigement plus abondant au cours des dernières décennies, surtout avant 1930.

55Le dernier épisode glaciaire des xviiie et xixe siècles, à la fois proche dans le temps, mais limité, est intéressant à décrire. Cette petite crise froide et humide a été rapide, marquée par une brusque poussée de la glace, ce qui explique l'importance et la netteté du système des moraines latérales et frontales dont le matériel était produit par la gélivation antérieure. Il s'est formé des langues de glace, étroites, poussant devant elles, comme un bulldozer, des produits gélivés. Ainsi dans la Cordillère Blanche, un glacier descendu du Huandoy a bloqué le lac Parron. Il y a donc eu suralimentation des hautes surfaces enneigées, provoquant une augmentation du débit glaciaire. La glace, dont les températures, en bordure des glaciers tropicaux, est proche du point de fusion, fluait alors facilement en une langue glaciaire étroite, un peu à la manière d'une coulée boueuse. Le recul s'est effectué avec la même rapidité que la crue. Au cours de cette crise, à Huampar comme dans la Cordillère Blanche, les glaciers et les moraines se sont emboîtés dans les moraines d'anciens glaciers issus de la crise climatique d'il y a trois millénaires (Dollfus, 31). Cette crise qui, sur la côte, se signale par une reprise limitée de phénomènes torrentiels, s'est marquée dans la haute montagne par l'occupation par la glace des cirques en fauteuil qui sculptent les crêtes du Cerro Carrizal, près de Huampar.

2) L'érosion glaciaire dans les massifs de la Cordillère occidentale

56Dans ces massifs, les crêtes culminent vers 5000-5200 m. Elles dominent des cirques qui s'étagent entre 4600 et 4900 m. Ceux au-dessus de Milloc et de Huampar, dans la haute vallée du Santa Eulalia, ont une forme en fauteuil de 500 à 800 m de large. Ils creusent des volumes volcaniques, mises en place probablement au Miocène (série bigarrée) et qui ont subi les contraintes tectoniques marquant le début du soulèvement andin. Ces cirques ont des parois raides, inégalement polies, passant vers le haut à un épaulement situé à une centaine de mètres en contrebas des crêtes. Ils passent vers l'aval, au-delà de gradins verrous, à des auges bien dessinées, longues de 5 à 10 km, mais ils peuvent également être suspendus, latéralement au-dessus de l'auge.

57Le fond de la vallée glaciaire s'abaisse de 4600 à 4000 m et le talweg est encaissé de 400 à 500 m dans le volume montagneux. Le profil des versants est concave, tapissé près du fond par deux ou trois terrasses de kame étagées, et redressé dans le haut. Au pied des parois, de gros blocs éboulés signalent des phénomènes de détente dus au creusement, mais déclenchés postérieurement à la disparition du glacier (vallée à deux ou trois kilomètres en aval de Milloc).

58Les roches où ces formes glaciaires se conservent le mieux sont volcaniques. Massives, inégalement diaclasées, elles vont du vert au pourpre. Roches microgrenues, à deux temps de consolidation, elles sont traversées par des stocks intrusifs, monzonites et microgranites (verrou du lac Paucar, verrou en aval de Milloc).

59L'observation sur le terrain montre que ces verrous, modelés en croupes polies au sommet, sont formés de roches dures, massives, peu affectées par la microfissuration et qui conservent bien la marque des stries glaciaires. Celui fermant le lac Paucar est sculpté dans une rhyolite à fond microgrenu, constituée d'une mosaïque de quartz à extinction franche, de plagioclases zones, très frais (à l'exception de quelques phénocristaux séricitisés), de biotite fréquemment altérée en chlorite et de rares amphiboles. En lame mince la roche apparaît peu fissurée. Elle résiste très bien au marteau. Si le perméamètre à mercure enregistre une microporosité totale assez élevée (2,78 % dont 1,68 % pour les pores inférieures à 750 A) l'eau ne peut pas pénétrer à l'état liquide dans les pores très fines. La porosité à l'eau (système Goddard) n'enregistre que 0,3 %. Ces roches, lorsqu'elles étaient couvertes par le glacier, étaient imperméables. Le gel ne pénétrait guère et ne facilitait pas l'accroissement de la porosité superficielle.

60Dans un verrou fermant l'ombilic de Milloc, un échantillon récolté à proximité de la surface (à une vingtaine de centimètres) est une andésite à abondants phénocristaux de plagioclases emballés dans une pâte de très petits plagioclases et de microlines. En lame mince la roche apparaît sillonnée de cassures remplies de calcite et d'épidote. La roche se brise difficilement au marteau. La porosité à l'eau (système Goddard) indique 0,4 % ; le perméamètre à mercure signale : 0,04 % de macropores, supérieures à 7 microns, 0,98 % pour les pores inférieures à 7 microns. La porosité de la roche est très limitée et les cassures remplies de calcite et d'épidote ne l'affaiblissent apparemment pas.

61Il n'en est pas de même pour les volumes rocheux dans lesquels se sont creusés les ombilics. Ou bien ces derniers semblent localisés dans les secteurs particulièrement broyés affectés par des macrodiaclases disposées selon un maillage serré et vertical (lac Huampar), ou bien ils sont situés dans les secteurs où les altérations hydrothermales sont abondantes. Ces deux facteurs (densité de la fracturation et altération hydrothermale) peuvent d'ailleurs se cumuler. Dans l'ombilic situé en amont du verrou de Milloc, qui est surcreusé d'une vingtaine de mètres par rapport à la barre rocheuse qui le ferme, un échantillon récolté sur le bord du lac qui remplit le fond de l'ombilic montre qu'il s'agit d'une andésite dont la pâte est complètement altérée ; en lame mince, la roche n'apparaît pas très fissurée, mais elle s'effrite facilement sous le choc du marteau. La porosité à l'eau atteint 1,5 %, c'est-à-dire qu'elle est environ quatre fois supérieure à celle enregistrée dans les échantillons des verrous. Le perméamètre à mercure indique des chiffres beaucoup plus considérables : 7,58 % pour la microporosité et dont 3,75 % pour la fraction des pores inférieures à 750 A ; en revanche, comme le montre l'observation de la lame mince, la macroporosité est réduite (0,09 %) les fissures étant obturées. Un deuxième échantillon prélevé dans une galerie creusée sous l'ombilic a absorbé 4 % d'eau (méthode Goddard). Le forage du tunnel a d'ailleurs été plus difficile sous les ombilics que sous les crêtes et le passage sous les creux s'accompagnait d'importantes venues d'eau à 4°.

62Cependant les analyses sont trop peu nombreuses pour que des conclusions décisives puissent être tirées concernant une corrélation entre les ombilics et les secteurs très fracturés ou très altérés ou altérés et fracturés, et les crêtes ou les verrous et les volumes toujours résistants. Cependant, il semble bien, comme l'indique Galibert (07) dans ses recherches alpines, qu'il y ait un rapport entre les zones « tendres » et le défoncement des ombilics, et le façonnement des crêtes dans des roches peu altérées et guère fissurées.

63Au cours des périodes froides, les massifs étaient revêtus d'un manteau de glace, plus épais au-dessus des ombilics, en voie de surcreusement, que sur les seuils rocheux où la glace se brisait en séracs, accentuant ainsi le rôle joué par la différence de dureté des roches dans le modelé. Sur les crêtes et sur les parois dominant le fond des cirques, une chape de glace peu mobile, protégeait les formes plus qu'elle ne contribuait à leur érosion, à la différence des processus de la gélifraction qui « pèlent » progressivement la surface des parois. Après la disparition des glaces, le fond des secteurs surcreusés se remplit de lacs et de tourbières où se concentre une grande partie des précipitations tombées dans le petit bassin « glaciaire ».

64Dans les grands massifs comme celui de la Cordillère Blanche, une hypothèse de travail analogue favorise la compréhension de l'évolution du relief au cours du Quaternaire.

65Les conditions de l'érosion actuelle ont été brièvement indiquées dans la première partie de ce chapitre ; les parois occidentales bénéficient d'une relative immunité lorsqu'elles sont raides et couvertes d'une carapace de glace, tandis que l'érosion glaciaire est encore active dans les cirques remplis de glace ou au pied des grandes faces. Sur les parois orientales, généralement déglacées, le gel est actif.

66Au cours des périodes plus froides et humides du Quaternaire, les grands sommets, uniformément englacés, dominaient des auges canalisant de grands flots de glace qui s'étalaient largement au débouché de la montagne en grands lobes de piémont plus ou moins coalescents comme sur le plateau au-dessus de Yungay. De puissants glaciers de cirques, épais de plusieurs centaines de mètres se raccordaient par des pentes concaves aux glaciers de parois descendant de la ligne des crêtes en immenses draperies blanches. La pression de la masse de glace mobile sur le fond des ombilics accentuait leur creusement. La convergence vers l'aval des flots de glace favorisait l'approfondissement de grandes auges granitiques comme celles de Llanganuco ou de la quebrada de los Cedros qui sont parmi les plus parfaites et les plus belles du monde, d'une ampleur plus considérable encore que celles du Yosemite Park. Le rapport entre la profondeur de l'auge occupée par le glacier et sa largeur est assez constant. Pour des auges de dix kilomètres de longueur, la profondeur entre le fond et les premiers épaulements est comprise entre 800 et 1000 m. La largeur de l'auge est égale à sa profondeur et le profil transversal est celui d'un U presque parfait. Il n'est pas impossible que le tracé des auges soit guidé par un système de fractures radiales. En outre les granodiorites et les leucogranites de Llanganuco sont découpées par un réseau de macrodiaclases dont les unes, conformes aux versants, sont mises en valeur par la détente consécutive au creusement et à la diminution de la pression sur les parois après la fonte des glaces, et les autres sont parallèles aux diaclases du toit du batholite et décrivent d'immenses surfaces courbes et convexes.

67Sur le versant oriental de la Cordillère Blanche, les auges sont moins bien sculptées ; cette différence peut être attribuée à la géologie (granodiorites à l'Ouest, roches sédimentaires plus ou moins métamorphisées à l'Est), et à une alimentation distincte des glaciers. Les parois orientales, raides, n'étaient recouvertes que par des plaques de glace peu mobiles qui n'alimentaient que faiblement les glaciers situés au contrebas.

68Une question importante reste posée, parmi d'autres. Au cours du réchauffement, marquant le maximum des « interglaciaires », à quelle altitude s'établissait la limite des glaciers sur l'un et l'autre des versants de la Cordillère Blanche ? Il est certain que si les faces occidentales, actuellement couvertes de glace, étaient dégagées de leur chape blanche jusqu'à des altitudes situées nettement au-dessus de la limite actuelle des glaciers, leurs surfaces rocheuses devaient être soumises à la gélifraction dont les produits, dégringolés des parois, s'accumulaient en éboulis et remblayaient les creux.

69Ces quelques exemples montrent que le relief de la montagne péruvienne de la haute montagne tropicale ne peut être compris qu'en faisant intervenir, pendant le Quaternaire, des changements dans les processus morphogénétiques : englacement et ses conséquences au cours des périodes plus froides et humides, et au cours des périodes plus chaudes, jeu plus différencié où l'exposition intervient dans une large mesure, mais où la gélivation exerce une action décisive dans l'attaque des parois rocheuses.

70Ces brèves remarques, présentées à l'occasion de l'étude d'un domaine marginal par rapport au cadre strict de ce travail sur les Andes à la latitude de Lima, ne visent qu'à susciter des recherches plus systématiques sur la « très haute montagne péruvienne ».

Table des illustrations

Légende Fig. 12. — Profil des versants de la région du lac Huampar dans des volumes andésitiques, montrant le modelé différent lié à l'exposition.(1) andésite et lignes de macrodiaclases sub-verticales et plus ou moins dans le sens de la pente ; (2) plaque de glace sur paroi exposée au SW ; (3) moraine très pierreuse, à gros blocs ; (4) talus d'éboulis cryonivaux ; (5) touffes d'ichu colonisant le bas de la pente ; (6) tourbières.
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Légende Fig. 13. — Croquis morphologique de la région du lac Huampar (d'après photographie aérienne).(1) barres et crêtes rocheuses ; (2) talus d'éboulis cryonivaux ; (3) roches moutonnées ; (4) moraines de fond très caillouteuses ; (5) moraines latérales ; (6) arc morainique ; (7) amas de gros blocs issus généralement d'un glacier rocheux ; (8) tourbières et lacs.
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Légende Fig. 14. — Courbes de granulométries fines :A : dans la matrice d'une moraine subactuelle au-dessus de Milloc, vers 4750 m ; matériel volcanique andésitique ;B : dans la matrice d'un talus cryonival à Milloc vers 4600 m ; matériel volcanique andésitique.Les deux courbes sont très proches l'une de l'autre.
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