Caractérisation, facteurs et dynamiques des écroulements rocheux

Thèse de Doctorat de Géographie

Caractérisation, facteurs et dynamiques des écroulements rocheux dans les parois à permafrost

du massif du Mont Blanc

Ludovic Ravanel

Thèse soutenue publiquement au Bourget du Lac le 10 décembre 2010 devant le jury composé de :

- Michel JABOYEDOFF, Professeur, Université de Lausanne (Rapporteur) - Charles LE CŒUR, Professeur, Université de Paris 1 (Rapporteur) - Monique FORT, Professeur, Université de Paris 7 (Examinateur) - Stephan GRUBER, Maître de Conférences, Université de Zurich (Examinateur) - Philippe SCHOENEICH, Professeur, Université de Grenoble (Examinateur) - Jean-Jacques DELANNOY, Professeur, Université de Savoie (Directeur) - Philip DELINE, Maître de Conférences, Université de Savoie (Co-directeur)

Couverture :

1 : Ecroulement du 8 août 2003 dans la face ouest des Drus (ph. J.F. Hagenmuller) 2 : La face ouest des Drus en 1886 (ph. Charnaux Frères)

3 : Les Aiguilles de Chamonix et le secteur de l’Aiguille Verte vus depuis l’Aiguille du Midi 4 : Comparaison des modèles 3D d’octobre 2005 et d’octobre 2006 de la face ouest des Drus

5 : Glaciers suspendus dans le secteur de l’Aiguille de Bionnassay vus d’avion (ph. F. Allignol)

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Remerciements

Il y a trois ans, préparer une thèse relevait pour moi d’un triple objectif : mener à bien un travail de recherche passionnant, me former au métier de chercheur, et continuer d’apprendre sur la montagne. Ce projet est en effet né d’un fort penchant pour la montagne mais également d’une rencontre en fin de Licence avec Philip Deline (futur co-directeur). Je voulais travailler sur les glaciers ; il m’a fait comprendre que l’étude des parois situées tout autour est également d’un grand intérêt… Il m’est bien difficile de lui exprimer ma gratitude tant ces cinq années ont été riches. Merci pour tout. De même, je remercie très chaleureusement Jean-Jacques Delannoy pour avoir accepté de diriger cette thèse et pour avoir régulièrement trouvé le temps de suivre et faire progresser mon travail. Mes sincères remerciements vont également aux autres membres du jury : M. Fort, S. Gruber, M. Jaboyedoff, C. Le Cœur et P. Schoeneich. Un grand merci aussi à tous ceux qui ont participé à ma formation de géographe d’abord puis de géomorphologue ensuite.

Au cœur de la thèse, ce travail a bénéficié de l’appui de nombreuses personnes. Au Laboratoire EDYTEM tout d’abord, beaucoup m’ont apporté aide et soutien depuis le secrétariat (R. Fenestraz, puis C. Poggio et C. Foray) jusqu’au CT3D (S. Jaillet, E. Ployon, B. Sadier, T. Villemin) en passant par l’informatique (V. Blanc – qui m’a sauvé à plusieurs reprises –, A. Paillet), la correction des résumés en anglais (M. Rossi) ou l’appui de terrain (E. Malet). Je tiens à exprimer toute ma reconnaissance à F. Allignol pour ses qualités humaines de grimpeuse et techniques de chercheuse (ArcGIS, développement du réseau d’observation, etc.) et pour m’avoir permis de prendre l’air dans le massif de Belledonne (projet Vorz), à A. Rabatel qui a œuvré avec moi lors des débuts du laserscanning au laboratoire, et à Jean-Pierre Dedieu pour m’avoir donné la possibilité de travailler sur une image SPOT-5 (LGGE/LEGOS/IRD, GreatIce). Merci aux collègues doctorants et tout spécialement à M. Le Roy et B. Wilhelm pour leur amitié et pour m’avoir conduit sur d’autres terrains que les miens, ainsi qu’aux étudiants ou stagiaires V. Coviello, A. Hartbrot et F. Magnien. De la même manière que mon terrain d’étude est transfrontalier, mes remerciements vont aux quatre coins des Alpes. Côté italien, j’ai beaucoup apprécié les collaborations avec U. Mora di Cella, P. Pogliotti, E. Cremonese, et leurs collègues. Plus au nord-est, cette thèse doit beaucoup à S. Gruber et J. Noetzli mais également aux rencontres avec R. Delaloye, L. Ficher, W. Haeberli, C. Huggel et C. Lambiel. En Allemagne, c’est à M. Krautblatter que je suis très reconnaissant pour son soutien et les méthodes qu’il a bien voulu mettre en œuvre à l’ « Aiguille ». J’ai d’autre part un grand merci à adresser à toute une corporation : celle des guides. Ces derniers ont été guides-observateurs (impossible de les remercier nominativement !), de temps à autre guides-scanneurs (J.C. Bêche, M. Céreuil, C. Fernandes, S. Frendo, D. Lavigne, F. Pallandre et le plus fidèle : Gilles, mon père) et parfois guides-foreurs (M. Arizzi, L. Collignon, L. Laurent et A. Ghersen). Un merci particulier à E. Favret et J.F. Collignon de la Compagnie des Guides de Chamonix pour leur soutien. Merci également aux gardiens de refuge (en particulier à A. Sage, à ma sœur L. Cantèle, gardiens des Cosmiques, et à C. Lelièvre, mon successeur au refuge de la Charpoua), à l’Office de Haute Montagne, à l’Ecole Nationale de Ski et d’Alpinisme et au Peloton de Gendarmerie de Haute Montagne pour leur participation au réseau d’observation. Pour la logistique, je salue le talent des pilotes d’hélicoptère de la CMBH (P. Brun et J. Fouque) et d’HELOPS, et je remercie beaucoup la Compagnie du Mont Blanc dont E. Desvaux pour la confiance qu’ils nous accordent et les facilités d’accès aux remontées mécaniques qu’ils nous consentent.

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Deux projets de recherche ont été les supports de ce travail doctoral : le projet INTERREG III A 2000-06 ALCOTRA France-Italie PERMAdataROC (Elaboration d’une base de données et expérimentation de méthodes de mesure des mouvements gravitaires et des régimes thermiques des parois rocheuses de haute montagne caractérisées par le permafrost ; http://www.fondazionemontagnasicura.org/multimedia/permadataroc/) de mars 2006 à mai 2008, et le projet PermaNET (PERMAFROST long-term monitoring NETwork for the AlpineSpace ; http://www.permanet-alpinespace.eu) ensuite, financé par le Programme Alpine Space.

Un immense merci enfin, et c’est bien la moindre des choses après leur avoir fait subir trois

années de thèse, à ma famille – ma compagne Noémie et mes parents en particulier – et à mes amis – R. Desgranges en premier lieu – pour leur indéfectible soutien.

Je termine par une profonde pensée pour mon ami et jeune géographe R. Moissonnier qui nous a

quittés en 2008 dans les pentes du Col du Plan.

Pour Kim et son pépé Gilles.

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Résumé

L’étude des écroulements rocheux (volume > 100 m3) en haute montagne est indispensable pour comprendre l’évolution des paysages et pour évaluer un risque naturel important. Ces écroulements semblent actuellement en recrudescence dans les Alpes, tandis que la vulnérabilité s’accroît tant en haute altitude que dans les fonds de vallée.

Cette recrudescence est souvent mise en rapport avec le réchauffement climatique au travers de la dégradation du permafrost. Mais en raison d’un manque d’observations systématiques, la fréquence, le volume et les facteurs de déclenchement des écroulements restent mal connus. Notre thèse analyse des inventaires d’écroulements rocheux dans les parois du massif du Mont Blanc réalisés à l’aide de trois méthodes innovantes, caractérisant les conditions de leur déclenchement, et appréciant en particulier le rôle du permafrost dans celui-ci.

(i) La comparaison de photographies de deux secteurs du massif (Drus et Aiguilles de Chamonix) prises entre 1860 et 2009, combinée aux données géomorphologiques de terrain, a permis de recenser l’occurrence de 50 écroulements pendant cette période, d’un volume compris entre 500 et 265 000 m3. Dans la plupart des cas, leur déclenchement est concomitant avec les périodes les plus chaudes, que ce soit depuis la fin du Petit Âge Glaciaire (les deux dernières décennies) ou au cours d’une année (épisodes estivaux chauds).

(ii) A l’aide d’un réseau d’observateurs constitué de guides en particuliers, nous avons documenté les écroulements rocheux d’un volume compris entre 100 et 50 000 m3, qui se sont produits en 2007 (n = 45), 2008 (22) et 2009 (72) dans le secteur central du massif du Mont Blanc. Cet inventaire a été complété par le recensement de 182 écroulements à la fin de l’été caniculaire de 2003 dans l’ensemble du massif à partir de l’analyse d’une image satellite. La plupart des cicatrices d’arrachement de ces écroulements est située dans des secteurs dont la modélisation suggère qu’ils sont caractérisés par un permafrost « chaud » (entre -5 et 0°C), le plus sensible à une dégradation en lien avec le réchauffement climatique. La présence de glace massive observée dans de nombreux cas tend à confirmer le rôle du permafrost dans le déclenchement des écroulements.

(iii) Enfin, la comparaison diachronique de modèles 3D à haute résolution obtenus par laserscanning terrestre répété annuellement a permis la quantification des volumes rocheux détachés. Ce sont ainsi 69 détachements de 1 à 426 m3 qui ont été mesurés depuis 2005 sur une dizaine de parois-pilotes situées entre 3000 et 4500 m d’altitude et présentant une diversité de pente et d’orientation. Leur analyse indique que la morphodynamique de ces parois dépend de leurs conditions géologiques, topo-climatiques, thermiques et d'englacement.

Les écroulements dans le massif du Mont Blanc résultent ainsi d’un faisceau de facteurs parmi lesquels, ceux passifs que sont la topographie et la géologie sont déterminants sans expliquer à eux seuls le déclenchement. Par ses méthodes qui ne se focalisent pas sur quelques événements, mais qui s’appliquent à tout un massif, cette thèse a montré que, parmi les facteurs actifs, la dégradation du permafrost apparaît comme le probable facteur principal de déclenchement des écroulements.

Mots clés : écroulements rocheux, permafrost, comparaison de photographies, réseau d’observation, laserscanning terrestre, massif du Mont-Blanc.

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Abstract

The study of rockfalls (volume > 100 m3) in high mountains is essential to understand landscape evolution and to evaluate natural hazard. The number of rockfall events actually seems to rise in the Alps, while vulnerabilities are increasing in high altitude and in valleys.

Due to a lack of systematic observations, the frequency and volumes of rockfalls, as well as their triggering factors remain poorly understood. This manuscript analyses different inventories of rockfalls acquired in the whole Mont Blanc massif by three innovative methods in order to characterize the rockfalls triggering conditions, and to emphasize the role of permafrost.

(i) In two sectors of the massif (Drus and Aiguilles de Chamonix), a comparison of photographs from the end of the Little Ice Age to 2009, combined with field geomorphological data, allowed the identification of 50 collapses during this period, involving rock volumes ranging from 500 m3 to 265 000 m3. In most cases, these rockfalls occurred during the hottest periods, either from the end of the LIA (the last two decades) or during one year (hot summer episodes).

(ii) A network of local observers (guides, hut keepers), allowed the documentation of all the rockfall events that occurred in 2007 (n = 45), 2008 (n = 22) and 2009 (n = 72) in the central part of the Mont Blanc massif, involving rock volumes ranging from 100 m3 to 50 000 m3. Furthermore, the analyses of a satellite image allowed the identification of 182 rockfalls in the whole massif at the end of the 2003 summer heatwave. Most of these scars are located in areas where models suggest the presence of "warm" permafrost (between -5 and 0°C), which is the most likely to be degraded by global warming. The presence of massive ice is moreover observed in many cases, confirming the likely role of the permafrost degradation.

(iii) Finally, the diachronic comparison of high resolution 3D models obtained by annually repeated terrestrial laserscanning enabled the quantification of the fallen rock volumes. Since 2005, 69 rock detachments (volumes from 1 m3 to 426 m3) have been measured on ten rockwalls with different slope orientation and steepness, all located between 3 000 and 4 500 m a.s.l. Their analysis indicates that the morphodynamics of these rockwalls depends on their geological, topo-climatic, thermal and ice conditions.

Even though topography and geology are determinant factors, they do not trigger the rockfalls observed in the Mont Blanc massif. Indeed, rockfalls appear to mainly result from permafrost degradation in relation to global warming. Key words: rockfalls, permafrost, comparison of photographs, observation network, terrestrial laserscanning, Mont Blanc massif.

Sommaire

Remerciements, 3

Résumé, 5

Sommaire, 7

Sigles et abréviations, 9

Introduction générale ________________________________________________________ 11

Partie 1 : Les écroulements rocheux en haute montagne comme objet d’étude et le massif du Mont Blanc comme cadre géographique ______________________________________ 15 Chap. 1 : Les écroulements rocheux en haute montagne : un processus majeur de la dynamique des

versants, 19Chap. 2 : Déclenchement d’écroulements en contexte de permafrost : un état de l’art, 39Chap. 3 : Le massif du Mont Blanc, un site d’étude remarquable, 71Conclusion de la Partie 1, 95

Partie 2 : Identification et caractérisation des écroulements rocheux en haute montagne : approche méthodologique ____________________________________________________ 97 Chap. 4 : Les écroulements rocheux depuis la fin du Petit Age Glaciaire : approche par photo-

comparaison, 101Chap. 5 : Les écroulements actuels : réseau d’observation et analyse sous SIG, 115Chap. 6 : Mesure de l’activité géomorphologique actuelle par laserscanning terrestre, 129Conclusion de la Partie 2, 147

Partie 3 : Caractéristiques des écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc ___ 149 Chap. 7 : Evolution de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix depuis la fin

du Petit Age Glaciaire, 153Chap. 8 : Résultats du recensement des écroulements rocheux de 2003, 2007, 2008 et 2009, 171Chap. 9 : Résultats de cinq années de levés topographiques à haute résolution, 199Conclusion de la Partie 3, 225

Partie 4 : Réponses des parois rocheuses du massif du Mont Blanc au réchauffement climatique actuel ___________________________________________________________ 233 Chap. 10 : Ecroulements rocheux et climat, 237Chap. 11 : Le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements, 255

Conclusion générale ________________________________________________________ 279

Table des matières, 283

Table des figures, photographies et tableaux, 289

Références bibliographiques, 295

Bibliographie personnelle, 319

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Remerciements ....................................................................................................................................... 3Résumé ................................................................................................................................................... 5Sommaire ................................................................................................................................................ 7Sigles et abréviations .............................................................................................................................. 9

Introduction générale ..................................................................................................................... 11

Partie 1 : Les écroulements rocheux en haute montagne comme objet d’étude et le massif du Mont Blanc comme cadre géographique .................................................... 15Chap. 1 : Les écroulements rocheux en haute montagne :

un processus majeur de la dynamique des versants .............................................................. 19Chap. 2 : Déclenchement d’écroulements en contexte de permafrost : un état de l’art ....................... 39Chap. 3 : Le massif du Mont Blanc, un site d’étude remarquable ....................................................... 71Conclusion de la Partie 1 ...................................................................................................................... 95

Partie 2 : Identification et caractérisation des écroulements rocheux en haute montagne : approche méthodologique ..................................................................................................... 97Chap. 4 : Les écroulements rocheux depuis la fin du Petit Age Glaciaire :

approche par photo-comparaison ........................................................................................ 101Chap. 5 : Les écroulements actuels : réseau d’observation et analyse sous SIG ................................ 115Chap. 6 : Mesure de l’activité géomorphologique actuelle par laserscanning terrestre ..................... 129Conclusion de la Partie 2 .................................................................................................................... 147

Partie 3 : Caractéristiques des écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc ........... 149Chap. 7 : Evolution de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix

depuis la fin du Petit Age Glaciaire ..................................................................................... 153Chap. 8 : Résultats du recensement des écroulements rocheux de 2003, 2007, 2008 et 2009 ........... 171Chap. 9 : Résultats de cinq années de levés topographiques à haute résolution ................................ 199Conclusion de la Partie 3 .................................................................................................................... 225

Partie 4 : Réponses des parois rocheuses du massif du Mont Blanc au réchauffement climatique actuel ................................................................................................................. 233Chap. 10 : Ecroulements rocheux et climat ........................................................................................ 237Chap. 11 : Le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements .......... 255

Conclusion générale ...................................................................................................................... 279Table des matières ............................................................................................................................... 283Table des figures, photographies et tableaux ...................................................................................... 289Références bibliographiques ............................................................................................................... 295Bibliographie personnelle ................................................................................................................... 319

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Sigles et abréviations

ARPA VdA : Agenzia Regionale per la Protezione dell'Ambiente Valle d’Aosta (agence régionale pour la protection de l’environnement de la vallée d’Aoste) BTS: Basal Temperature of winter Snow cover (température à la base du manteau nival hivernal) DGPV : Déformation Gravitaire Profonde de Versant EDYTEM : Environnement, Dynamiques et Territoires de la Montagne ERT : Electrical Resistivity Tomography (tomographie électrique résistive) GCOS : Global Climate Observing System (système global d’observation du climat) GES : Gaz à Effet de Serre GIEC: Groupe d'Experts Intergouvernemental sur l'Evolution du Climat GPR: Ground-Penetrating Radar (radar pénétrant) GPS: Global Positioning System (système de positionnement par satellites) GTN-P : Global Terrestrial Network for Permafrost (réseau terrestre mondial de surveillance du permafrost) IGN : Institut Géographique National Ilris 3D: Intelligent Laser Ranging and Imaging System 3D (télémétrie laser intelligente et système d'imagerie 3D) IPA : International Permafrost Association (association internationale du permafrost) LASER: Light Amplification by Stimulated Emission of Radiation (amplification de la lumière par émission stimulée de rayonnement) LEG : Ligne d’Equilibre des Glaciers LiDAR : Light Detection and Ranging (technologie de télédétection ou de mesure optique basée sur l'analyse des propriétés d'une lumière laser renvoyée vers son émetteur) LNP : Limite des Neiges Permanentes MAAT : Mean Annual Air Temperature (température moyenne annuelle de l’air) MAGST : Mean Annual Ground Surface Temperature (température moyenne annuelle à la surface du sol) MDAT: Mean Daily Air Temperature (température moyenne journalière de l’air) MNT : Modèle Numérique de Terrain PACE : Permafrost and Climate in Europe (permafrost et climat en Europe) PAG : Petit Âge Glaciaire PERMAdataROC : élaboration d’une base de données et expérimentation de méthodes de mesure des mouvements gravitaires et des régimes thermiques des parois rocheuses à permafrost PermaNET : longterm PERMAfrost monitoring NETwork (réseau de suivi du permafrost à long terme) PERMOS : PERmafrost MOnitoring in Switzerland (réseau de suivi du permafrost en Suisse) REM : Reconstitution de l’Evolution Morphologique RST : Refraction Seismic Tomography (résistivité par réfraction sismique) SGBD : Systèmes de Gestion de Base de Données SIG : Système d’Information Géographique SPOT : Satellites Pour l’Observation de la Terre

Caractérisation, facteurs et dynamiques des écroulements rocheux dans les parois à permafrost du massif du Mont Blanc

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TEBAL: Topography and Energy-BALance (topographie et bilan d’énergie) TIN: Triangulated Irregular Network (réseau de triangles irréguliers ou modèle polygonal) TLS : Terrestrial Laser Scanning (balayage laser terrestre) TOF: Time Of Flight (temps de vol) TTOP: Temperature on Top Of Permafrost (température au sommet du permafrost) ZAA: Zero Annual Amplitude (profondeur d'amplitude annuelle nulle du permafrost)

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Introduction générale

Les Alpes renvoient bien souvent à l’image de grands espaces où les phénomènes naturels ont une place prépondérante. Parmi ces phénomènes, on peut citer les aléas naturels que sont les avalanches de neige ou de glace, les crues torrentielles, les mouvements de terrain, ou les séismes. Ce travail est centré sur l’étude de ces aléas et plus particulièrement sur les phénomènes gravitaires au travers d’une approche géomorphologique. Il souhaite apporter un éclairage sur l’un des phénomènes qui est de plus en plus d’actualité dans la dynamique géomorphologique : les écroulements rocheux. Intérêt et état de la recherche

Bien que les écroulements rocheux soient un phénomène courant dans les Alpes et soient à même de mobiliser des volumes parfois considérables – on peut citer les 12 milliards de m3 à Flims (Grisons) au début de l’Holocène (Schneider et al., 1999), les 125 millions de m3 dans le secteur de la Madeleine (Savoie) il y a plus de 7000 ans (Letourneur et al., 1983), les 500 millions de m3 au Granier (Savoie) en 1248 (Pachoud, 1991 ; Fort et al., 2009), ou encore les 30 millions de m3 à Randa (Valais) en 1991 (Eberhardt et al., 2004) – il semble qu’on relève aujourd’hui une recrudescence d’écroulements (Haeberli et al., 1997 ; Gruber et Haeberli, 2007) de toutes tailles en haute montagne. L’été caniculaire 2003 en constitue une parfaite illustration si on se réfère au grand nombre d’écroulements qui s’est produit dans tous les massifs de haute montagne des Alpes, depuis le massif des Écrins en France jusqu’aux Hohe Tauern en Autriche. De tous les phénomènes géomorphologiques qui affectent les régions de montagne, les écroulements sont ceux qui surprennent le plus par leur volume rocheux, par leur rapidité, par la distance du parcours de leur masse écroulée, et enfin par les modifications qu’ils impriment dans le relief. Par ailleurs, la région alpine voit sa densité de population augmenter et les plus hautes montagnes (à commencer par le massif du Mont Blanc) sont de plus en plus fréquentées et pourvues de nombreuses infrastructures. Dans ce contexte, les écroulements constituent aujourd’hui un aléa sérieux, engendrant des risques de trois types : (i) risques de déstabilisation d’infrastructures (refuges, gares de téléphériques et implantations touristiques associées) en haute altitude ; (ii) risques pour les infrastructures et les flux touristiques (alpinistes) situés directement sur le parcours des volumes rocheux écroulés ; (iii) risques matériels et humains pour les vallées via des effets en cascade (avalanches de neige ou de glace, laves torrentielles) à l’origine parfois de catastrophes majeures comme celle de Kolka-Karmadon (Caucase) en 2002 (Huggel et al., 2005). En haute montagne, trois facteurs principaux, le plus souvent combinés, peuvent déclencher des écroulements rocheux si les conditions structurales sont favorables (Evans et Gardner, 1989) : l’activité sismique, la décompression post-glaciaire et la dégradation du permafrost. C’est autour de ce dernier que s’est concentré notre travail. Le permafrost peut être défini comme tout matériel lithosphérique dont la température reste durablement négative. Si la glace n’est pas nécessaire pour qu’il y ait permafrost, la température de celui-ci permet sa formation et son maintien. Cette glace assure un rôle stabilisateur de la masse rocheuses en augmentant la résistance au cisaillement et à la traction des fractures (Davies et al., 2001 ; Krautblatter, 2009). De nombreux auteurs (e.g. Evans et Clague, 1994 ; Harris, 2005 ou Gruber et Haeberli, 2007) considèrent que la dégradation du permafrost (Harris et al., 2003, 2009) est un vecteur de la probable recrudescence actuelle d’écroulements du fait d’un réchauffement climatique qui tend à s’accélérer depuis deux ou trois décennies. Etat thermique par définition, le permafrost est en effet susceptible de se dégrader rapidement en raison de la hausse des températures qui se fait par


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ailleurs de manière plus rapide encore dans les Alpes qu’à l’échelle planétaire (Beniston et Haeberli, 2001). Mais en raison de l’absence d’observations systématiques, les écroulements en haute montagne restent aujourd’hui mal connus : il est donc délicat de fonder une réflexion sur des données non représentatives, alors qu’il est impératif de caractériser cet aléa ainsi que son évolution afin de mieux s’en prémunir. Objectifs et questionnements scientifiques Notre recherche doctorale a pour objet de dresser des inventaires d’écroulements rocheux dans les parois de haute altitude afin d’en caractériser les conditions de déclenchement. Il s’agit là d’un préalable nécessaire pour pouvoir répondre à la problématique qui est au cœur de notre recherche : le rôle du permafrost dans le déclenchement de ces écroulements. Cette problématique sous-entend différents questionnements : - Quelle est la relation entre réchauffement climatique et écroulements ? Cette question sous-tend l’hypothèse selon laquelle la fréquence des écroulements s’est accrue ces dernières décennies. Pour ce faire, un inventaire systématique des écroulements survenus dans différents secteurs depuis plusieurs décennies a été mis en œuvre. De manière complémentaire, il importe de connaître les conditions climatiques prévalant lors des écroulements pour vérifier à une échelle plus fine la relation entre climat et déclenchements d’écroulements. Un recensement systématique des écroulements actuels, précisément datés dans la mesure du possible, a été également mené. A partir de l’ensemble des données acquises, il s’agit de montrer si cette relation soutient ou non la dégradation du permafrost en tant que facteur important de déclenchement. - Les conditions thermiques de la roche lorsque les écroulements se produisent sont-elles celles du permafrost ? La question de la température de la roche dans les secteurs où se développent les écroulements est essentielle, pour prendre la mesure du rôle du permafrost dans leur survenue. - Quelles sont les conditions topographiques et géologiques propices au déclenchement d’écroulements ? Dans le but de parvenir à terme à modéliser et cartographier l’aléa écroulement en haute montagne, il est indispensable de déterminer statistiquement et de manière fiable les principaux paramètres topographiques et géologiques qui régissent le déclenchement de ces phénomènes. D’autre part, la connaissance de ces paramètres est nécessaire pour appréhender le rôle éventuel de la dégradation du permafrost dans ce déclenchement. - Quel est le volume et le rythme des écroulements ? Le rythme et le volume des écroulements ont rarement été mesurés directement en haute montagne. Leur connaissance précise est pourtant nécessaire pour mieux appréhender ce type de risques. De plus, il est probable que ces données traduisent différents mécanismes de déclenchement des écroulements qu’il convient d’éclaircir. Approche

Ces différentes questions auxquelles cette thèse souhaite répondre, interroge sur la manière dont on documente les écroulements en haute montagne et plus particulièrement du terrain sur lequel on a travaillé. Le massif du Mont Blanc s’est imposé comme terrain d’étude pour les raisons suivantes : (i) il s’agit d’un massif où les altitudes lui permettent d’être affecté par le permafrost sur une large part de sa surface ; (ii) il se caractérise par une imbrication étroite entre arêtes rocheuses et glaciers, avec une surface de parois rocheuses considérable (23 % de sa surface soit environ 125 km2) ; (iii) il s’agit de l’un des massifs les plus fréquentés au monde, avec de nombreuses vulnérabilités face à l’aléa écroulement ; (iv) sa fréquentation est ancienne, ce qui suppose une documentation abondante ; (v) son permafrost fait l’objet depuis 2005 de travaux de recherche dans le cadre du projet Interreg III A PERMAdataROC d’abord, puis dans celui du projet Alpine

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Space PermaNET ; (vi) de grands écroulements ont affecté son versant italien aux XVIII et XXe siècles et, comme l’ensemble des massifs alpins de haute altitude, il a été affecté par un grand nombre d’écroulements durant l’été caniculaire 2003 ; enfin (vii) l’écroulement des Drus de 2005 sur son versant français a été l’élément déclenchant de nos premiers travaux de recherche. Documenter les écroulements n’en reste pas moins difficile, car s’il est très fréquenté, le massif du Mont Blanc reste un milieu de haute montagne, contraignant par sa topographie, ses altitudes, ses conditions climatiques, avec une accessibilité difficile en dehors des secteurs dotés de téléphériques. Constituer des inventaires systématiques d’écroulements représente dès lors un véritable challenge, avec des méthodes que nous avons dû inventer et/ou développer pour répondre au mieux au questionnement scientifique. Pour reconstituer a posteriori l’évolution morphodynamique récente de parois rocheuses remarquables, des séries photographiques peuvent par exemple constituer une source fiable et continue de données. La documentation des écroulements actuels de manière exhaustive nécessite quant à elle un réseau d’observateurs structuré et appuyé par un important travail de terrain. Pour obtenir des données systématiques sur les écroulements de 2003, la télédétection verticale apparaît comme une méthode bien adaptée. L’ensemble des écroulements qui ont pu être recensés a été ensuite analysé sous Système d’Information Géographique. Les résultats obtenus ont été complétés par des données à haute résolution. La technique du laserscanning terrestre apparaît aujourd’hui la plus pertinente. Organisation du mémoire

Ce mémoire est constitué de onze chapitres regroupés en quatre parties. La Partie 1 contextualise notre travail de thèse. Le premier chapitre présente les écroulements rocheux, leur place dans la dynamique des versants de haute montagne et les éventuels risques qu’ils peuvent engendrer. Ce chapitre développe également la problématique et expose les principaux objectifs de la recherche. Le deuxième chapitre présente un état de l’art sur le déclenchement des écroulements en contexte de permafrost. Pour cela, il dresse en particulier un panorama des connaissances sur le permafrost alpin et les liens entre écroulements et dégradation du permafrost. Le dernier chapitre de cette première partie présente les principales caractéristiques du massif du Mont Blanc et montre en quoi il est un terrain de recherche approprié pour l’étude des instabilités dans les parois rocheuses à permafrost. La Partie 2 présente dans ses trois chapitres les différentes méthodes qui ont été mises en œuvre pour identifier et caractériser les écroulements : (i) méthode de documentation des écroulements historiques et, par suite, de reconstitution d’évolutions morphodynamiques ; (ii) méthode de recensement des écroulements actuels (2007, 2008 et 2009) et de ceux de 2003, et traitement des données ; (iii) méthode de suivi à haute résolution de parois rocheuses sélectionnées. La Partie 3 contient l’ensemble des résultats obtenus par les différentes méthodes. Les trois chapitres de cette partie présentent successivement l’évolution des parois de deux secteurs du massif depuis la fin du Petit Âge Glaciaire, puis les résultats du recensement des écroulements rocheux de 2003, 2007, 2008 et 2009 et, enfin, les résultats de cinq années de relevés topographiques à haute résolution. La quatrième partie est analytique. Son premier chapitre s’intéresse à la relation entre les écroulements rocheux et le climat, en étudiant d’abord la relation entre les écroulements historiques et le réchauffement climatique, puis la relation entre les écroulements actuels et le climat, ce qui donne lieu à une analyse d’une échelle temporelle plus fine. Le dernier chapitre du mémoire vise à appréhender le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements. Pour cela, il souligne le fait que les facteurs de prédisposition (topographie et géologie) sont concordants avec la prépondérance du rôle du permafrost dans le déclenchement des écroulements du massif du Mont Blanc, il étudie l’influence des autres facteurs de déclenchement, et il montre finalement que le lien entre les écroulements et le climat est principalement dépendant de la dégradation du permafrost.

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Partie 1

Les écroulements rocheux en haute montagne comme objet d’étude

et le massif du Mont Blanc comme cadre géographique

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Summary of Chapter 1

Rockfalls in high mountain: a major process of slopes dynamic

In the last two decades, many rockfalls and rock avalanches occurred in permafrost-affected rockwalls throughout the world. Several of these phenomena implied rock and ice, with volumes exceeding 1 × 106 m3: Mount Cook in New Zealand in 1991, 14 × 106 m3 (ph. 1.1); Kolka-Karmadon in the Caucasus in 2002, 100 × 106 m3 (fig. 1.1); and Punta Thurwieser in Italy in 2004, 2.5 × 106 m3 (fig. 1.2). Other examples of a smaller volume are the rockfalls of the Cima Una (Italy, 40 000 m3, ph. 1.2) in 2007 and of the Matterhorn (Switzerland, 1000 m3; ph. 1.3) in 2003.

Due to their steep topography, mountains are affected by significant gravity-related transfers of materials. In peri- and supra-glacial areas (fig. 1.3), these transfers can result from rockfalls. A rockfall (fig. 1.5) is usually an exceptional process (fig. 1.6), which corresponds to the sudden collapse (fig. 1.7) of a rock mass from a steep rockwall, with a volume exceeding 100 m3. The failure mechanism differs according to the topographic and structural configurations (fig. 1.8). However, rockfalls generally occur in hard rocks along pre-existing fractures. In high mountains, three major factors – possibly combined – can trigger rockfalls: (i) glacial debuttressing due to glacial retreat (fig. 1.9), (ii) seismic activity and (iii) permafrost degradation, which corresponds to warming of the ground (i.e. substratum) that remains at or below 0°C for at least two years, thus generating physical changes of the potential interstitial ice.

Among geomorphological phenomena affecting mountain regions, rockfalls are the most unexpected ones because of their high speed, the large volume of rocks involved, the profound changes they may imprint to landscapes (ph 1.4), and the risks they imply: infrastructures destabilization (ph 1.5), effects on infrastructures and tourism flows located along the path of the rockfalls, and material/human risks for valleys through cascading effects.

The characterization of rockfall events and the understanding of their evolution are prerequisites to any response of management. However, data on rockfalls at high elevation are rare and it is difficult to interpret non-representative data (few isolated examples). This work thus aims to systematically collect and process historical and current data on rockfalls in order to better characterize these phenomena (triggering conditions, frequencies, and volumes), which occurrence can be increased due to global warming. The first aim of this manuscript is therefore to investigate the possible correlation existing between rockfalls in the Mont Blanc massif and global warming. This requires compiling exhaustive rockfalls inventories, and comparing them with existing meteorological and climatic data. A second aim concerns the documentation of current rockfalls in a representative database in order to investigate what triggers rockfalls and especially to clarify the role of permafrost – a state of the art on rockfalls’ triggering factors in context of permafrost is presented in Chapter 2. The inventory of rockfalls occurring each year within an entire massif was only made possible thanks to a well-structured network of observers. In addition, it is necessary to obtain exhaustive data on the large number of rockfalls that occurred during the 2003 summer heatwave. These inventories finally need to be validated and/or supplemented by high-resolution data sets.

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Chapitre 1

Les écroulements rocheux en haute montagne : un processus majeur de la dynamique des versants

Ces deux dernières décennies, de nombreux écroulements de tailles variées ont affecté les parois rocheuses à permafrost de haute montagne à travers le monde. Plusieurs de ces phénomènes ont combiné roche et glace avec des volumes supérieurs à 106 m3. On peut citer l’exemple du Mount Cook (Alpes de Nouvelle-Zélande) où, le 13 décembre 1991, la pointe Aoraki fut le lieu d’un important écroulement. L’altitude de ce sommet, qui était initialement de 3764 m, avait diminué de 10 m du fait du gigantesque écroulement dans la face est (14 × 106 m3 ; ph. 1.1 ; McSaveney et al., 1992 ; McSaveney, 2002 ; Allen et al., 2008 ; Owens, 2008). Un groupe d'alpinistes, alerté par le grondement, a pu observer une montagne rougie par les étincelles issues des blocs rocheux qui s’entrechoquaient. L’épaisseur du nuage de poussière qui en a résulté, a été estimée à plus de 700 m, tandis que le dépôt a dévalé la Hochstetter Icefall avant de s’étaler sur le Tasman Glacier situé 2720 m plus bas, parcourant ainsi près de 7.5 km. L’aérosol aurait quant à lui atteint des pointes de vitesses proches de 85 m.s-1. Cet écroulement a engendré une secousse sismique enregistrée à 70 km de là, avec une magnitude (ML) de 3.9.

Ph. 1.1 – Secteur d’origine et partie amont de la zone de transit de l’écroulement rocheux du 14 décembre 1991 de la face est du Mount Cook (ph. T. Chinn). Le refuge du Plateau est situé à 300 m de l’avalanche. Scar and upper part of the transit area of the 14 December 1991 rock avalanche of the Mount Cook east face. The Plateau hut is located 300 m far from the avalanche path.

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L’événement le plus destructeur de ces deux dernières décennies est sans conteste celui de Kolka-Karmadon en 2002 (fig. 1.1 ; Ossétie du Nord, Caucase). Dans la soirée du 20 septembre, une importante avalanche combinant roche et glace a été déclenchée par un grand détachement rocheux dans la face NNE du Dzhimarai-Khokh (Haeberli et al., 2003a ; Kotlyakov et al., 2004 ; Drobyshev, 2006). Les volumes de roche et de glace provenant d’un glacier suspendu ont raboté le glacier de Kolka situé en contrebas, provoquant la fusion d’une partie de la glace et une avalanche dont le volume a été estimé à environ 100 × 106 m3 (Huggel et al., 2005). Celle-ci a dévalé la vallée du Genaldon (fig. 1.1) sur près de 20 km avant d'être arrêtée à l'entrée de la gorge de Karmadon. Une coulée de boue a succédé à l’avalanche, parcourant encore 15 km pour s’arrêter à 4 km de la ville de Gisel. Cette coulée a entrainé la mort de 140 personnes environ et la destruction de très nombreux bâtiments. Outre ces victimes et dégâts matériels, plusieurs aspects font de Kolka un événement extraordinaire : l’accélération de l’avalanche sur un glacier modérément incliné, la vitesse d'écoulement très élevée (65 à 80 m.s-1), la très longue distance de transport et l'érosion presque totale d'un glacier de vallée (Huggel et al., 2005). Des phénomènes similaires, mais de moindre volume, avaient déjà eu lieu en 1835 et 1902 (Haeberli et al., 2004). Le caractère très fracturé des assises géologiques (volcaniques et métamorphiques) est en grande partie responsable de l’écroulement primaire du Dzhimarai-Khokh, mais ne peut expliquer à lui seul l’exceptionnalité du phénomène (Evans et al., 2009). Il est probable que le permafrost ait joué un rôle non négligeable dans le déclenchement du phénomène (Haeberli et al., 2003b).

Fig. 1.1 – L’avalanche combinant glace et roche de Kolka/Karmadon du 20 septembre 2002 engendrée par l’écroulement de la face nord du Mont Dzhimarai-Khokh. A : vue de la cicatrice d’arrachement (encadré rouge) et de la partie amont du glacier de Kolka (ph. G.A. Dolgov, 22 septembre 2002). Noter la très importante érosion du glacier exercée par le passage de la masse écroulée. B : photo d’ensemble prise depuis la station spatiale internationale Alpha le 19 octobre 2002 (ph. F. Yurchikhin/NASA). The 20 September 2002 Kolka/Karmadon ice/rock avalanche generated by the collapse of the north face of the Mont Dzhimarai Khokh. A: overview of the scar (red box) and of the upper part of the Kolka Glacier. Note the very significant erosion of the glacier induced by the collapsed mass transport. B: photo taken from the International Alpha Space Station (19 October 2002).

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Dans les Alpes, les deux principaux écroulements connus qui ont affecté la haute montagne ces deux dernières décennies sont ceux de l’éperon de la Brenva (massif du Mont-Blanc) en 1997 et de la face SE de la Punta Thurwieser (massif de l’Ortles-Cevedale, Italie) en 2004 (fig. 1.2 ; Cola, 2005 ; Pirulli et al., 2006 ; Sosio et al., 2008). Ce dernier, qui s’est produit vers 3600 m d'altitude le 18 septembre, a été directement observé par Rozman et al. (2004). D’un volume estimé à 2.5 × 106 m3 (Godone et al., 2007), l'avalanche rocheuse s’est d’abord déplacée sur une partie de la langue terminale du glacier du Zebrù (située sous la face affectée), avant d’être contrainte par les moraines du Petit Âge Glaciaire (PAG). Elle s’est ensuite poursuivie le long du torrent Mare Rin, pour s’achever dans le talweg (fig. 1.2). La masse rocheuse a parcouru une distance de près de 3000 m sur une dénivelée de 1350 m (front du dépôt à 2235 m d'altitude). Les vitesses maximales de déplacement de l’avalanche rocheuse ont été estimées de l’ordre de 60 à 65 m.s-1 (Crosta et al., 2007 ; Sosio et al., 2008 ; Pirulli, 2009). La Punta Thurwieser est essentiellement formée de calcaires sombres bien stratifiés qui s’intercalent entre des dolomies grises (Sosio et al., 2008). Aucun événement météorologique exceptionnel n’a eu lieu dans la région hormis 40 mm de pluie tombés la semaine précédente avec des températures de l’air un peu au dessus des moyennes (Dei Cas, 2004). De nombreuses chutes de pierre avaient été observées dans la face les jours qui ont précédé l’écroulement. Noetzli et al. (2007a) ont mis en avant que les températures de surface dans le secteur d’origine de l’écroulement étaient positives, mais que l’occurrence de permafrost était possible quelques dizaines de mètres sous la surface en raison de la proximité de la face nord. La dégradation du permafrost pourrait également être à l’origine du déclenchement de cet écroulement.

Fig. 1.2 – L’écroulement de la Punta Thurwieser du 18 septembre 2004. A : photographie de l’écroulement prise depuis un sommet faisant face au secteur affecté (ph. J. Rozman) ; B : cicatrice de l’écroulement (ph. D. Fossati) ; C : secteur affecté par l’écroulement (ph. D. Fossati). En vert : limites de la cicatrice d’arrachement ; en pointillés jaunes : parcours de la masse écroulée et dépôt. The 18 September 2004 Punta Thurwieser rock avalanche. A: photo of the collapse taken from a peak facing the affected area; B: the rock avalanche scar; C: affected area. In green: scar limits; dotted yellow line: pathways of the rock avalanche and deposit.


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Un autre exemple, d’un volume plus réduit (40 × 103 m3) est l’écroulement de la face nord de la Cima Una (2698 m, Val Fiscalina, Dolomites, Italie). Celui-ci a, le 12 octobre 2007, profondément modifié la physionomie du relief et provoqué la formation d’un important nuage de poussière (ph. 1.2 ; Squarzoni et al., soumis). La dynamique peu commune de l’événement tient dans une forte dissipation de l’énergie et dans un taux de fragmentation de la roche très important. L’analyse de la zone de dépôt a permis de relever que les 3/4 du volume écroulé avaient été dispersés sous forme de poussière.

Ph. 1.2 – L’écroulement de la Cima Una (Dolomites, Italie ; ph. Ufficio Geologia e Prove materiali, Provincia Autonoma di Bolzano) du 12 octobre 2007. A : L’aérosol dans le Val Fiscalina produit par l’écroulement ; B : partie supérieure de la cicatrice. The 12 October 2007 rockfall event of the Cima Una (Dolomites, Italy). A: The dust cloud in the Val Fiscalina generated by the event; B: the rockfall scar. Le dernier exemple présenté dans cette introduction est l’écroulement du Cervin qui a eu lieu le 15 juillet 2003. Celui-ci a été très médiatisé et cela pour plusieurs raisons. Il a affecté l’une des montagnes les plus emblématiques des Alpes et s’est produit à proximité immédiate de l’un des itinéraires les plus parcourus de ce sommet (l'arête du Lion). Il a nécessité l’évacuation de 90 alpinistes par hélicoptère. L’écroulement du volume rocheux, estimé à 1000 m3, s’est produit vers 3500 m d’altitude, en contexte de permafrost (Vonder Mühll et al., 2007). Le rôle probable de la dégradation de celui-ci dans le déclenchement a été conforté par l’observation de glace massive dans la cicatrice (ph. 1.3). L'endroit était depuis plusieurs années sujet à des chutes de pierres.

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Ph. 1.3 – La cicatrice de l’écroulement de l’arête du Lion au Cervin du 15 juillet 2003 (ph. L. Trucco). En rouge : refuge Carrel (3830 m), contour jaune : cicatrice de l’écroulement ; la flèche jaune indique la présence de glace massive. The 15 July 2003 rockfall scar of the Lion ridge of the Matterhorn. In red: the Carrel hut (3830 m a.s.l.); outlined in yellow: the scar; the yellow arrow indicates the presence of massive ice.

Ce rapide tour d’horizon des écroulements rocheux en haute montagne avait pour objet de mettre en avant sa probable généralisation sur l’ensemble des montagnes alpines du monde et le double enjeu de leur étude correspond à leur meilleure connaissance et à la gestion des risques. 1.1 – Les enjeux liés aux écroulements rocheux

Une des caractéristiques physiographiques de la montagne est sa topographie pentue,

siège de transferts de matière liés à la gravité assistée ou non par l’eau dans tous ses états. Dans les parois de haute montagne – parois > 37°, angle typique de stabilité au-delà duquel les pentes ne retiennent généralement pas de dépôts – ces transferts s’effectuent éventuellement via des écroulements dont les modalités de déclenchement et les possibles conséquences sont présentées dans cette section.

1.1.1 – Définition de l’objet d’étude

a – La haute montagne alpine périglaciaire et supraglaciaire

Dans les années 1980, plusieurs auteurs se sont attachés à définir la haute montagne selon la forme de ses versants : un commandement des parois supérieur à 1000 m, une dénivellation des versants supérieure à 2000 m et des reliefs escarpés aux pentes raides (Barsch et Caine, 1984). A la manière de Galibert (1965), d’autres définitions soulignent l’importance de la glace (cryosphère) pour caractériser la haute montagne (Francou, 1993) et certaines (Chardon, 1984) font débuter la haute montagne à partir de la limite supérieure de la forêt. En couplant l’approche morphoclimatique et l’approche « géométrique », la haute montagne alpine serait « un milieu à forte énergie de relief » (Deline, 2002) caractérisé par un englacement variable (empreinte


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glaciaire marquée) et où prédomine une morphogenèse liée à des processus glaciaires et périglaciaires (fig. 1.3). Pour Francou (1992), l’importance relative de l'étage périglaciaire est le principal facteur de différenciation des milieux de la haute montagne. Nous retiendrons cette définition. L’étage périglaciaire de la haute montagne alpine se caractérise par l’alternance des phases liquide et solide de l’eau, dictée par la variabilité de la température qui s’intègre dans la baisse de la température en fonction de l’altitude, à l’origine de la distinction des différents étages bio- et morpho-climatiques. Dans cette perspective, les seuils correspondant à l’isotherme 0°C annuel et à la Limite des Neiges Permanente ou LNP (limite qui correspond à peu près à la Limite d’Equilibre du Glacier ou LEG séparant la zone d’accumulation de la zone d’ablation d’un glacier) déterminent selon certains auteurs (e.g. Francou, 1988) les limites inférieures et supérieures de l’étage périglaciaire. Néanmoins, la notion de seuil n’est pas suffisante pour décrire la diversité du domaine périglaciaire, de même que la notion classique d’étagement morphodynamique doit être nuancée puisqu’elle ne s’applique pas partout de la même manière (Deline, 1998). Or, en haute montagne, « énergie de relief », lithologie, tectonique, latitude, continentalité, exposition sont des variables aux combinaisons multiples dans l’espace et dans le temps, parmi lesquelles le contrôle structural joue un rôle majeur dans le système « étagement morphodynamique » (Deline, 1998 ; fig. 1.4). Aussi, bien qu’au-delà de la LNP la probabilité que la surface du sol soit couverte par un glacier est très forte, d’importantes surfaces rocheuses sont situées au-delà de cette limite, en particulier pour des raisons structurales (faces très raides ; topographies en éperons et piliers ; morphodynamique empêchant la mise en place d’une couverture glacio-nivale). Aussi, il est important, dans le cadre de ce travail, d’introduire la notion d’étage supraglaciaire (fig. 1.3). Cet étage est presque exclusivement constitué de parois rocheuses raides à permafrost. Celles-ci sont généralement – et jusqu’à présent – caractérisées par une certaine « immunité » géomorphologique puisqu’elles ne subissent pas (ou peu) l’érosion glaciaire ni les alternances gel/dégel profondes. En outre, ces parois – en particulier celles exposées au nord – peuvent comporter des couvertures glacio-nivales « stabilisatrices » qui cimentent les volumes rocheux sous-jacents.

Fig. 1.3 – Etages morphodynamiques des versants de la haute montagne alpine occidentale (Chardon, 1984 modifié et complété). 1 : forêt ; 2 : zone de combat ; 3 : pelouse alpine ; 4 : ravines ; 5 : couloir d’avalanche ; 6 : lobe de gélifluxion ; 7 : cône d’éboulis ; 8 : sols géométriques ; 9 : glacier rocheux ; 10 : névés ; 11 : glaciers ; 12 : Limite des Neiges Permanentes ; 13 : glacier résiduel ; 14 : limite 15/16 ; 15 : glacier tempéré ; 16 : glacier froid ; 17 : pics rocheux et parois rocheuses supraglaciaires. Morphodynamic altitudinal belts for the western high alpine mountain. 1: forest; 2: kampfer zone; 3: Alpine lawn, 4: gullies; 5: avalanche couloir; 6: periglacial solifluction lobe; 7: frost-shattered scree; 8: patterned ground; 9: rock glacier; 10: firn; 11: glaciers; 12: snowline; 13: residual glacier; 14: limit 15/16; 15: temperate glacier; 16: cold glacier 17: supraglacial peaks and rockwalls.

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Fig. 1.4 – Le système « étagement morphodynamique » (Deline, 1998). 1 : dominance / lithologie / subverticalité ; 2 : « énergie de relief » ; 3 : durée de la morphogenèse ; 4 : fluctuations climatiques ; 5 : inertie. The "morphodynamic altitudinal zonation" system. 1: dominance / lithology / subverticality; 2: “relief energy”; 3: duration of morphogenesis; 4: climatic fluctuations; 5: inertia.

b – Mouvements de versant : précision terminologiques

En montagne comme ailleurs, les pentes, sous l’effet d’influences naturelles (érosion, pesanteur, séismes, etc.) ou anthropiques (exploitation de matériaux, déboisement, terrassement, etc.), sont régulièrement affectées par des mouvements de versant (Antoine, 1992; Antoine et Giraud, 1995; Cruden et Varnes, 1996; Hantz et al., 2002 ; MEDD, 2004), encore appelés mouvements de masse ou glissements de terrain au sens large (landslides), bien que les glissement ne représentent qu’un type particulier de mouvements. Les différentes classifications existantes le sont selon les paramètres de reconnaissance de ces phénomènes (Marnezy et Montjuvent, 1986). Les mouvements de versant présentent une grande variété dans leur nature et leur comportement (éboulements, glissements, fluage, etc. ; fig. 1.5.A). Le plus généralement, ils sont classés en fonction du mode de déplacement et du type de matériaux (UNESCO, 1990 ; Cruden et Varnes, 1996 ; MATE et MELT, 1999 ; CFGI, 2000), mais l’acception des termes varie souvent en fonction des auteurs. Ainsi, Tricart (1961), Varnes (1978), Goguel (1980), Flageollet (1989) ou encore Deparis (2007) ne font pas de distinction entre les termes éboulement et écroulement. D’autres les associent (Gellatly et al., 1984). Jaboyedoff et al. (2001) ont établi un comparatif entre les termes sur les mouvements de versant en France, en Suisse francophone (Valais), en Allemagne et en Italie. Sous l’expression éboulement en masse (rock avalanche, valanga di roccia, Bergsturz) serait entendue une masse rocheuse issue d’une paroi qui, en se fractionnant, s’apparente à un fluide. En France, pour des volumes atteignant plusieurs centaines de milliers de m3 – ce qui implique de fortes interactions entre les éléments –, on parlerait d’éboulements en grande masse. Dans le cas d’éboulements catastrophiques, les interactions entre les éléments sont telles qu’elles conduisent à des phénomènes pratiquement analogues aux écoulements fluides. Selon ces auteurs, le terme « écroulement » ne serait utilisé qu’en Suisse pour désigner un éboulement en masse de grande dimension ; et le terme « éboulements » ne serait jamais utilisé seul. L’importance de distinguer les différents processus qui affectent les parois rocheuse suivant la taille et le volume total des matériaux en chute a été soulignée (Deline, 2002).


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Fig. 1.5 – Les mouvements de terrain. A : quelques types de mouvements de terrain (Highland, 2004 modifié) ; 1 : glissement rotationnel, 2 : glissement translationnel, 3 : chute de blocs, 4 : basculement, 5 : coulée de boue / coulée de débris, 6 : fluage / reptation. B : la distinction éboulisation (7) / éboulement (8) / écroulement (9). Landslides. A: some types of landslides; 1: rotational landslide, 2: translational landslide, 3: rockfall, 4: topple, 5: debris flow, 6: creep. B: the distinction between boulder-fall or little rockfall (7) / rockfall (8) / rock-avalanche (9).

c – Caractéristiques des transferts de matière depuis les parois rocheuses de la haute montagne alpine

Dans le cas de l’éboulisation (fig. 1.5.B), l’altération correspond à une fragmentation due

aux cycles gel/dégel journaliers (fig. 1.6) lors de laquelle des gélifracts sont produits selon l’organisation des réseaux de diaclases (Francou, 1993). Comme la dilatation de la roche par expansion de glace lors de la congélation exige une forte teneur en eau à proximité de la surface de la roche, le nombre de cycles gel/dégel efficaces est nettement moindre que le nombre de cycle thermiques traversant le point de congélation (Matsuoka et Murton, 2008). La profondeur maximale atteinte par ce cycle gel/dégel peut être de 20 à 30 cm (Matsuoka et al., 1998), mais une fréquence élevée de cycles gel/dégel n’est vraiment efficace que dans le décimètre le plus superficiel (Matsuoka, 1994). Le processus de gélifraction (ou cryoclastie) se produit donc à un rythme élevé, ce qui a pour conséquence une production individuelle et fréquente de débris rocheux de taille centimétrique à pluridécimétrique (Francou, 1982, 1988 ; Matsuoka, 1994). Une fois les éléments individualisés, c’est la gravité (ou point d'application de la résultante des forces de pesanteur qui s'exercent en chaque point d'un corps), éventuellement couplée au ruissellement lors des orages d’été, qui exerce la force nécessaire à leur mise en mouvement (fig. 1.7). Il y a ainsi déplacement quand est observée une rupture d’équilibre entre les forces motrices (la gravité) et les forces résistantes (frottements, adhérence glace-roche). Cela produit des chutes de blocs ou des chutes de pierre. L’éboulisation est donc dépendante de la raideur des parois, du type de structure (fragmentation), de la présence ou non d’une couverture nivo-glaciaire propre à cimenter les blocs instables, de l’altitude, de l’exposition des parois (Bozonnet, 1981) et des épisodes pluvio-orageux. L’éboulement est défini comme la chute de blocs de taille pluridécimétrique à métrique, tombant individuellement dont le volume total est inférieur à 100 m3 (Deline, 2002). Cette définition permet de distinguer les éboulements des écroulements selon une approche géométrique.

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Les mécanismes à l’origine des éboulements (fig. 1.5.B) mettent également en jeu des processus liés aux différentes phases de l’eau. Les éboulements en haute montagne sont en effet principalement contrôlés par les cycles gel/dégel annuels (Matsuoka et al., 1998). Ceux-ci peuvent engendrer une désintégration bien plus intense et profonde de la roche que celle liée à la gélifraction, le gel saisonnier progressant sur une période de plusieurs mois et pénétrant de plusieurs mètres dans le substratum rocheux (Matsuoka et Sakai, 1999 ; Wegmann et Gudmundsson, 1999 ; Gruber et al., 2004a ; Krautblatter et Hauck, 2007). Ce processus assez lent contribue pour Matsuoka et Murton (2008) à l’ouverture de fractures décimétriques à pluridécimétriques. Néanmoins, selon les mêmes auteurs, l'efficacité de ces cycles d’assez basse fréquence est limitée car les gradients de température associés, qui permettent les circulations d’eau vers les secteurs en partie gelés et qui concourent ainsi à la formation de glace de ségrégation (voir § 2.4.2 pour la définition de cette expression), sont plus limités que dans le cas de cycles gel/dégel journaliers. Ces phénomènes ont surtout lieu au printemps en moyenne montagne, ou en été à plus haute altitude, c'est-à-dire lors du dégel (Rapp, 1960 ; Matsuoka et Sakai, 1999). Ils peuvent aussi être contrôlés par des averses intenses. Les éboulements sont généralement propres à fournir une grande partie du matériel présent dans les éboulis et les glaciers rocheux (Haeberli et al., 2006). Les écroulements (fig. 1.5.B) mobilisent de plus grands volumes de matériel rocheux qui se déplacent avec les vitesses les plus élevées et sur des distances importantes. Les écroulements correspondent à « des déplacements rapides de débris rocheux, semblables à des écoulements » (Whitehouse et Griffiths, 1983). Ces avalanches rocheuses peuvent ainsi présenter une mobilité spectaculaire en couvrant de longues distances (Hsü, 1975) et en franchissant même des obstacles topographiques importants (Francis et Baker, 1977). L'écroulement préhistorique de Saidmarreh dans l'ouest de l'Iran (Kent, 1966) est peut-être le plus important jamais documenté au monde : 4.3 × 109 m3 de calcaire ont dévalé les 1500 m du versant nord du Kabir Kuh avant de parcourir une quinzaine de kilomètres, remontant les 600 m de dénivelé du Kuh Dufarash sur le versant opposé (Zambrano, 2008). Dans la période récente, l’écroulement du 27 mars 1964 du Shattered Peak (Alaska), déclenché par un séisme, a mobilisé un volume de l’ordre de 30 × 106 m3 sur une distance allant jusqu’à 5 km sur le glacier Sherman (Shreve, 1966). Des mouvements de type grand glissement lent ou « Déformation Gravitaire Profonde de Versant » (DGPV) peuvent impliquer des volumes plus importants, mais les vitesses sont alors très lentes et les distances de parcours réduites. L’écroulement est donc la chute soudaine d’une masse rocheuse cohérente d’un volume supérieur à 100 m3 depuis une paroi rocheuse raide, qui se fragmente en débris hétérométriques au cours de son déplacement (Flageollet, 1989 ; Lhénaff, 1996 ; Deline, 2002). Comme pour les éboulements, le mécanisme de rupture diffère selon la

configuration topographique et structurale (fig. 1.8). Les plus importants (sturzstroms du point de vue de la propagation) dépassent 1 × 106 m3. Au contraire des éboulements, les écroulements correspondent à des processus exceptionnels. Fig. 1.6 – Echelles de temps et de profondeur impliquées dans la stabilité des versants rocheux de haute montagne (Noetzli et al., 2006 modifié). Time and depth scales involved in rock slope stabilities in high mountain areas.


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Fig. 1.7 – Forces intervenant dans les mouvements en milieu rocheux (Besson, 2005 modifié). Forces involved in rock movements.

Fig. 1.8 – Représentation schématique des différents mécanismes qui engendrent des mouvements de masse de type éboulement ou écroulement (Jaboyedoff et al., 2001). Schematic representation of different mechanisms that generate rockfall-type mass movements.

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1.1.2 – Principaux facteurs de déclenchement des écroulements en haute montagne Les instabilités au sein des roches cohérentes sont généralement liées à des fractures

existantes. C’est le long de ces accidents que se détachent des volumes rocheux déstabilisés par un ou plusieurs facteurs de déclenchement (Hoek et Bray, 1981 ; Jaboyedoff et al., 1999 ; Abramson et al., 2001 ; Frayssines, 2005). En haute montagne, trois facteurs principaux, éventuellement combinés, peuvent déclencher des écroulements rocheux si les conditions structurales sont favorables (Evans et Gardner, 1989 ; Deline, 2002) : (i) la décompression post-glaciaire, (ii) l’activité sismique et (iii) la dégradation du permafrost.

a – La décompression post-glaciaire

Le retrait des glaciers engendre une décompression des cirques et vallées glaciaires et plus généralement des versants, du fait de la variation des tensions internes dans la roche (André, 1997 ; Benn et Evans, 1998 ; Scavia et al., 1999 ; Cossart, 2002 ; Ballantyne, 2002). Le relâchement des contraintes à proximité des parois entraîne une détente qui se traduit par l’ouverture de néo-diaclases subparallèles à la surface topographique (Lewis, 1954), à l’origine éventuellement d’une déstabilisation de la masse rocheuse. Depuis la fin du PAG, les grands glaciers alpins ont perdu parfois plus d’une centaine de mètres d’épaisseur au niveau de leur langue terminale. Les écroulements rocheux comme ceux de l’Alp Bärreg (Suisse), au front du glacier inférieur de Grindelwald en juin 2006 (Keusen et al., 2007 ; Oppikofer et al., 2008a ; fig. 1.9), sont rapportés au retrait glaciaire post-PAG. Bien que l’abaissement des surfaces glaciaires soit moindre dans les secteurs amont des glaciers, la décompression peut jouer un rôle en pied de paroi.

Fig. 1.9 – Extrémité de l’épaulement oriental de l’Eiger affectée par des mouvements de versant à partir de juin 2006 (Keusen et al., 2007 et Oppikofer et al., 2008a, modifiés ; ph. : S. Coutterand). Sector of the eastern shoulder of the Eiger affected by mass movements since June 2006.

b – La sismicité

Les séismes peuvent être à l’origine d’écroulements rocheux. Généralement, ils mettent en mouvement des volumes rocheux en état de pré-déséquilibre et ne font qu’accélérer l’érosion (Chen, 1999). L’intensité peut être suffisante pour engendrer des fractures qui peuvent alors constituer des plans de glissement favorables aux écroulements (Harp et Jibson, 2002). Nombre d’écroulements induits par des séismes ont été documentés à travers le monde (e.g. : Bull


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et Brandon, 1998 ; Wayne, 1999 ; Wasowski et Del Gaudio, 2000 ; Keefer, 2002 ; Becker et Davenport, 2003), et les chaines de montagne apparaissent comme particulièrement propices à ce type de phénomène compte tenu des contraintes tectoniques qui y existent. La relation entre séismes et instabilités rocheuses est double : si les séismes ont très tôt été reconnus comme un facteur majeur de déclenchement d’instabilités rocheuses (Gutenberg et Richter, 1949), des séismes localisés peuvent être aussi provoqués par l’impact des écroulements rocheux issus d’autres processus (Deparis, 2007 ; Vilajosana et al., 2008). En outre, une augmentation de l’activité micro-sismique peut constituer un indice précurseur de mouvements de masse dans les parois rocheuses (Amitrano et al., 2005 ; Senfaute et al., 2009).

c – La dégradation du permafrost

Le permafrost correspond à tout matériel de subsurface dont la température reste négative pendant au moins deux années consécutives, avec présence ou non de glace (§ 2.1). Sa dégradation peut favoriser différents processus géomorphologiques en fonction du type de terrain et du degré de pente (tab. 1.1). Dans les formes superficielles de haute montagne (éboulis, moraines ou glaciers rocheux), la dégradation du permafrost peut aboutir à des phénomènes rapides et préjudiciables pour les implantations humaines (Evans et Clague, 1994). Dans le Haut Giffre (France), des laves torrentielles ont par exemple été observées à plusieurs reprises ces dernières années (décembre 2002, été 2003, août 2005) dans le secteur du Nant des Pères à Sixt (Evans et Liévois, 2006). Le secteur de départ des laves se situe vers 2400 m d’altitude, dans la marge proglaciaire du glacier du Cheval Blanc − aujourd’hui presque complètement disparu −, où le permafrost est de plus en plus dégradé (comm. orale R. Delaloye, 2007). Cette dégradation peut être à l’origine de fortes accélérations (Delaloye et al., 2008) voire même de ruptures de glaciers rocheux, comme cela a été observé au Bérard (Alpes de Haute-Provence) vers 2750 m d’altitude au cours de l’été 2006 (Krysiecki, 2008). La rupture, suivie d’un glissement, semble avoir été provoquée par les fortes chaleurs de l’été, couplées à d’importantes averses orageuses. Il reste toutefois difficile, dans la plupart des cas, de déterminer la part exacte de la dégradation du permafrost dans le déclenchement de tels phénomènes (Roer et al., 2008). Pour ce qui est des parois rocheuses de haute montagne, le lien entre la dégradation du permafrost et le déclenchement d’écroulements rocheux sera étudié en détail dans ce travail (§ 2.3).

Substratum rocheux Formations superficielles

Pente (°) Roches non compétentes

(schistes, argiles)

Roches compétentes

fracturées

Roches compétentes

massives

Sédiments fins (silts, argiles, certains tills)

Sédiments grossiers (éboulis, graviers, sables)

> 75 Ecroulement Ecroulement Ecroulement occasionnel - -

30-74 Coulée de débris,

glissement de terrain

Ecroulement, coulée de débris - Coulée de débris Coulée de débris

15-29 Glissement, subsidence Glissement - Glissement,

coulée boueuse Fluage accéléré

(glaciers rocheux)

< 15 Affaissement - - Subsidence,

solifluxion, coulée boueuse

Fluage accéléré

0 Affaissement - - Affaissement -

Tab. 1.1 – Processus géomorphologiques entraînés par la dégradation du permafrost (Harris et al., 2001 modifié). Geomorphic processes driven by permafrost degradation.

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1.1.3 – Incidences morphologiques et risques associés aux écroulements

a – De la modification paysagère… De tous les phénomènes géomorphologiques qui affectent les régions de montagne, les

écroulements sont ceux qui surprennent le plus par leur rapidité et les modifications parfois profondes qu’ils impriment aux paysages. Ces modifications paysagères varient le long des versants affectés, depuis la cicatrice d’arrachement jusqu’au dépôt, en passant par le secteur de propagation (ph. 1.4). Au niveau des parois rocheuses, les écroulements laissent des tâches claires de dimensions variables qui peuvent perdurer plusieurs dizaines à plusieurs milliers d’années comme à l’Aiguille du Midi dans le massif du Mont Blanc (Böhlert et al., 2008). En outre, le paysage peut être fortement affecté par la disparition ou la modification d’éperons, de piliers, d’arêtes voire de sommets tout entier (Ravanel et al., 2009b). Les secteurs de propagation sont souvent moins affectés, même si des exemples comme celui de Kolka-Karmadon (Evans et al., 2009) ont montré des modifications importantes et durables du paysage (Korup et al., 2007). L’impact dans ces secteurs correspond le plus souvent à une intense érosion par friction de la masse écroulée sur le glacier, le substratum, le sol ou la formation superficielle. Comme les cicatrices d’écroulements, les dépôts d’écroulements peuvent marquer fortement le paysage (e.g. : Ravanel et al., 2008, 2009b) par un bouleversement de la topographie (e.g. : Deline et Kirkbride, 2009) ou, dans le cas de dépôts sur glaciers, par la formation ou le renforcement d’une couverture détritique supraglaciaire (Deline, 2002, 2005a).

b – …Aux risques pour les populations et les infrastructures

Comme la plupart des mouvements de versant, les écroulements constituent un aléa qui, en présence de vulnérabilités, peut impliquer un risque important pour les populations et les infrastructures. Différents travaux ont mis en exergue ces risques en montagne (Giani, 1992 ; Hungr et al., 1999 ; Guzzetti et al., 2003) comme en haute montagne en contexte de permafrost (Haeberli, 1992 ; Borgatti et Soldati, 2005 ; Gruber et Haeberli, 2007). Quelques travaux ont également montré les difficultés et les risques à construire en haute montagne (e.g. : Steiner et al., 1996 ; Harris, 2005 ; Phillips et al., 2007).

Ph. 1.4 – Secteur de transit et dépôt de l’écroulement du 12 octobre 2007 de la Cima Una (Dolomites, Italie ; ph. C. Squarzoni). Deux anciennes cicatrices sont visibles sur la partie gauche de la paroi. Transit zone and deposit of the 12 October 2007 Cima Una (Dolomites, Italy) rockfall event. Two former scars are visible on the left part of the rockwall.


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Les massifs alpins sont sensibles aux écroulements rocheux en raison de leur forte fréquentation touristique (sports d’hivers et fréquentation estivale). Les risques liés aux écroulements en haute montagne sont de trois types : (i) Il existe des risques directs de déstabilisation d’infrastructures (refuges, gares de téléphériques et implantations touristiques associées) construites sur des rognons ou pics rocheux à permafrost (ph. 1.5). L’écroulement de 1998 immédiatement sous le refuge des Cosmiques (massif du Mont Blanc) a ainsi déstabilisé une partie du refuge, nécessitant sa fermeture et plusieurs mois de travaux de consolidation (§ 8.1.3.b). (ii) Des risques existent également pour les infrastructures et les flux touristiques (alpinistes) situés directement sur le parcours des volumes rocheux écroulés. Sans faire de victimes, l’écroulement le plus médiatisé fut sans doute celui de 2003 sur l’arête Hörnli au Cervin. (iii) Il existe enfin des risques matériels et humains pour les vallées via des effets en cascade. Bien que déclenchés en haute altitude, les écroulements peuvent en effet affecter les vallées de manière indirecte en déclenchant d’autres phénomènes (avalanches de neige ou de glace, laves torrentielles). Avec 140 victimes, la lave torrentielle issue de l’avalanche combinant glace et roche elle-même déclenchée par l’écroulement de Kolka-Karmadon de 2002 constitue une illustration de ces effets en cascade. De la même manière, l’écroulement de l’éperon de la Brenva (massif du Mont Blanc ; § 3.3.2) de 1997 a déclenché une avalanche de neige qui a tué deux skieurs et en a blessé une douzaine d’autres. Un autre type d’effet en cascade peut être corrélé avec la formation et/ou l’extension de lacs pro-, juxta- et supra-glaciaires, résultat des conditions climatiques actuelles et du retrait des glaciers qui en résulte. L’occurrence d’écroulements rocheux au dessus de ces lacs peut engendrer des laves torrentielles ou des inondations, d’autant plus facilement que les barrages naturels composés de tills ou de glace ont une cohésion limitée et peuvent se rompre (Chiarle et al., 2007). Les écroulements sont ainsi en mesure d’engendrer des vagues susceptibles de passer par-dessus le barrage tandis que l’onde de choc créée peut déstabiliser le barrage. Ce fut le cas au lac de Nostetuko (Colombie Britannique) en 1983, lorsque près de 6,5 millions de m3 d’eau se sont brutalement écoulés par une brèche dans le barrage morainique due à l’onde produite par une avalanche de glace détachée du front du glacier Cumberland (Evans, 2002). Deux des trois principaux facteurs de déclenchement – la décompression post-glaciaire et la dégradation du permafrost – étant particulièrement sensibles au réchauffement climatique actuel, une forte augmentation des risques liés aux écroulements est attendue (Demek, 1994 ; Evans et Clague, 1994 ; Evans et Clague, 1997 ; Evans, 2002 ; Harris, 2005 ; Gruber et Haeberli, 2007 ; Huggel, 2008).

Ph. 1.5 – Exemples d’infrastructures implantées en haute montagne. A : la Zugspitze, point culminant de l’Allemagne (2962 m), accessible par un chemin de fer ou des téléphériques (ph. : Viram). B : la cabane Carrel (3835 m) sur l’arête SW du Cervin (ph. L. Preziosa). Examples of infrastructure located in high mountain. A: the Zugspitze, the highest peak of Germany (2962 m), accessible by railway or cable-car. B: the Carrel hut (3835 m) on the SW ridge of the Matterhorn.

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1.2 – Problématique(s) et objectif(s) de la thèse

En haute montagne comme ailleurs, les écroulements rocheux marquent les paysages et sont un facteur de risques. La caractérisation de cet aléa ainsi que son évolution sont des préalables nécessaires à toute réponse de gestion. Les données concernant des écroulements dans les parois d’altitude sont rares et il est délicat de fonder une réflexion sur des données non représentatives. Aussi, ce travail s’attache à recueillir de manière systématique et à traiter des données historiques et contemporaines afin de mieux caractériser le déclenchement de ces phénomènes qui peuvent se multiplier du fait du réchauffement climatique.

1.2.1 – Un manque de données

a – Une recrudescence d’écroulements ?

De nombreux auteurs prévoient une augmentation du nombre d’écroulements en raison du réchauffement climatique. Ils considèrent que la fréquence des écroulements s’est accrue ces dernières décennies (Haeberli et al., 1997 ; Harris et Vonder Mühll, 2001 ; Harris et al., 2001a ; Noetzli et al., 2003 ; Fischer et al., 2006 ; Gruber et Haeberli, 2007) en s’appuyant sur l’observation d’un nombre important de grands écroulements dans la période très récente et de périodes favorables au déclenchement d’écroulements telles que l’été caniculaire de 2003. Néanmoins, aucune étude ne propose actuellement un inventaire exhaustif des écroulements dans des secteurs de haute altitude sur la période récente. Ces données sont pourtant indispensables pour évaluer les éventuels effets du réchauffement climatique et pour éviter le biais d’une meilleure observation/documentation actuelle de ce type de phénomènes. L'augmentation supposée de la fréquence voire du volume des écroulements reste à démontrer ainsi que leur corrélation avec les périodes les plus chaudes et, par incidence avec une dégradation du permafrost. Cet inventaire est l’un des objectifs de notre recherche.

b – Quelles conditions propices au déclenchement ?

Au-delà du manque actuel de données sur les écroulements historiques, la recherche sur les écroulements rocheux en contexte de permafrost ne dispose pas de données systématiques sur les écroulements actuels bien que certains, dans la période récente, ont fait l’objet d’investigations poussées (e.g. : Noetzli et al., 2003 ; Fischer et al., 2006 ; Huggel et al., 2008 ; Cox et Allen, 2009). Se pose dès lors le problème de l’interprétation d’observations individuelles. Pris indépendamment, les écroulements ne peuvent refléter une logique régionale qui est pourtant celle de la dégradation du permafrost. De la même manière que des écroulements concentrés dans l’histoire sur les périodes les plus chaudes appuieraient l’hypothèse du rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements, une majorité d’écroulements déclenchés à des altitudes où la présence de permafrost est probable soutiendrait également cette hypothèse. Au contraire, une ubiquité altitudinale des phénomènes indiquerait l’existence d’un facteur de déclenchement principal autre que la dégradation du permafrost. Outre le problème du permafrost, il est impératif de documenter de manière systématique les écroulements afin de déterminer statistiquement et de manière fiable les principaux paramètres qui régissent le déclenchement des écroulements en haute montagne (orientation des parois, angle de pente, géométrie des volumes écroulés, etc.). Ces paramètres sont nécessaires pour cheminer vers une modélisation (Dikau et al., 1996 ; Crosta et Agliardi, 2003 ; Dorren et Seijmonsbergen, 2003 ; Marquinez et al., 2003 ; Petje et al., 2005 ; Lan et al., 2007) et, par suite, vers une cartographie de l’aléa écroulement (VanWesten et al., 1999 ; Ayala-Carcedo et al., 2003 ; Copons et Vilaplana, 2008), toutes deux indispensables pour une gestion optimale du risque. L’évaluation fiable de cet aléa reste encore confronté à de nombreux problèmes en raison du manque de connaissances quantitatives concernant les mécanismes de rupture, tandis que les enjeux humains et matériels sont en hausse (Van der Vink et al., 1998 ; Kääb et al., 2005a).


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c – Quels rythmes et quels volumes mis en jeux ?

Le rythme et le volume des écroulements en haute montagne n’ont été que rarement calculés directement. Quand elles sont disponibles, ces valeurs sont généralement déduites d’un taux de retrait (ou taux d’érosion) qui peut être mesuré de deux manières : les débris et dépôts rocheux peuvent être collectés et leur volume mesuré à l'aide de pièges naturels (e.g. : Rapp, 1960 ; Ono et Watanabe, 1986 ; Matsuoka et Sakai, 1999) ou artificiels (e.g. : Church et al., 1979). Si le temps écoulé depuis le début du piégeage et la surface de la paroi contribuant à l’apport de débris sont connus, un taux d'érosion peut alors être calculé. Matsuoka et Sakai (1999) ont par exemple recueilli les débris – issus des chutes de blocs – tombés sur une pente couverte de neige durant une saison de dégel dans les Alpes japonaises et ainsi déterminé un taux de recul de 0,01 mm/an pour le secteur étudié. D'autres études ont déduit des taux d’érosion de paroi à partir de la quantification du volume des débris constitutifs de glaciers rocheux actifs et de l’âge des ces glaciers rocheux (e.g. : Caine, 1974 ; Barsch, 1977) ou encore à partir de la mesure des flux de débris rocheux supraglaciaires issus de l’érosion des parois dominant les glaciers (Owen et al., 2003 ; Heimsath et McGlynn, 2008). Dans tous les cas, ces mesures de taux d’érosion restent délicates puisque les processus d'érosion sont souvent stochastiques et brutaux (Heimsath et McGlynn, 2008). De plus, les taux sont très variables – pour les parois alpines, ils peuvent varier de 0.005 à 4.5 mm.an-1 (Barsch 1977 ; Sass, 1998) – et la comparaison reste difficile d’un phénomène à un autre et d’un secteur à un autre (Krautblatter et Dikau, 2007). Enfin, et surtout, ils ne permettent pas de distinguer les trois principaux processus affectant les parois rocheuses que sont l’éboulisation, l’éboulement et l’écroulement. Si des données systématiques sur les écroulements peuvent permettre une première approche du rythme des écroulements et des volumes mis en jeu, il est nécessaire de recourir à des méthodes de monitoring à plus haute résolution pour les caractériser précisément (Matsuoka, 2008).

1.2.2 – Objectifs de ce travail

a – Etudier la relation réchauffement/écroulements

Le premier objectif de cette thèse est de vérifier l’éventuelle corrélation entre les écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc et le réchauffement climatique. Cet objectif implique un double questionnement : quelle(s) méthode(s) utiliser pour reconstituer l’évolution de quelle(s) parois(s) ? Différentes études soulignent l’intérêt (Dussuage-Peisser et al., 2002) comme la difficulté (Ibsen et Brunsden, 1996) de travailler sur des données historiques pour l’évaluation des risques d’instabilité. Ces données restent très souvent le point de départ d’une approche probabiliste des risques (Ibsen et Brunsden, 1996 ; Glade, 2001 ; Glade et al., 2001 ; Vengeon et al., 2001 ; Dussauge et al., 2003 ; Hantz et al., 2003). Différents inventaires existent à travers le monde (tab. 1.2 ; Luckman, 1976 ; Wieczorek et al., 1992 ; Hungr et al., 1999 ; Jeannin, 2001 ; Dussauge-Peisser et al., 2002, 2003), dont la plupart ont été établis dans des secteurs à fort risque (Jeannin, 2001) ou très circonscrits (Gardner, 1970) et d’accès aisé (Wieczorek et al., 1992 ; Ibsen et Brunsden, 1996). Pour notre part, il s’agit de dresser a posteriori des inventaires exhaustifs dans des secteurs d’accès difficile, puis de les comparer aux données climatiques et météorologiques existantes. Cette approche repose sur le témoignage d’écroulements dans des secteurs suffisamment proches des centres urbains pour être fréquemment parcourus ou observés. Les photographies constitueront l’essentiel de ces témoignages, dont la comparaison et le croisement avec d’autres informations historiques permettront de caractériser la relation entre le climat et les écroulements. La méthodologie mise en œuvre sera exposée dans la Partie 2.

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Référence Site Contexte géologique Nombre

d’événements Période Volumes (m3)

Gardner, 1970 Alberta, Canada, Calcaires et quartzites 409 2 étés 10-6–10

Jeannin, 2001 Gorges de l’Arly (France)

Roches sédimentaires et métamorphiques 59 22 ans 5–104

RTM, 1996 Grenoble (France) Calcaire 87 60 ans 0.5–106

Wieczoreck et al., 1992

Yosemite (Californie) Granite 101 78 ans 1–106

Dussauge et al., 2003 Monde entier Indifférencié 142 10 000 ans 103–2.1010

389 30 ans 10-2–108 Roche siliceuse massive

123 13 ans 10-2–108 64 / 10-2–108

Hungr et al., 1999

Colombie britannique (Canada) Roches

métamorphiques 122 22 ans 10-2–108 Rousseau,

1999 Mahaval, La

Réunion, (France) Basalte 370 2 mois Vmax = 9.106

Tab. 1.2 – Caractéristiques de quelques inventaires systématiques de détachements rocheux (Dussauge-Peisser et al., 2002). Characteristics of few systematic samples of mass movements.

b – Documenter les écroulements actuels pour disposer d’une base de données représentative

Réunir une documentation exhaustive sur les écroulements actuels dans le massif du

Mont Blanc constitue un autre challenge pour les raisons suivantes : il s’agit d’un secteur de très haute montagne, avec les difficultés d’accès et les risques que cela implique ; le massif est vaste et à cheval sur trois pays ; malgré sa très forte fréquentation, certains secteurs sont peu parcourus. Or, nous l’avons vu, il est impératif de constituer un échantillon représentatif pour permettre une analyse statistique fiable. D’autre part, ce large échantillon devrait permettre de reconnaitre les principales caractéristiques des écroulements et les paramètres qui ont prévalu dans leur déclenchement. Puisqu’il est impossible pour quelques chercheurs de documenter seuls les écroulements qui se produisent chaque année dans un massif entier, seul un réseau d’observateurs bien structuré peut permettre de satisfaire à notre objectif. Nous traiterons dans la partie II la manière dont a été construit et entretenu ce réseau. A notre connaissance, il n’existe pas d’équivalent ailleurs. Si des réseaux d’observation existent par exemple en écologie (Phénoclim), en nivologie (data-avalanche.org) ou en glaciologie (réseau d'observation des glaciers dans les Andes tropicales), ils ne visent pas l’exhaustivité et ne sont pas comparables dans leur organisation. En outre, il sera nécessaire d’obtenir des données exhaustives concernant les écroulements de l’été caniculaire de 2003 dans le triple but de renforcer la documentation disponible sur les écroulements du massif du Mont Blanc, d’établir un état des lieux de l’activité géomorphologique pour cette période particulière et de disposer d’éléments de comparaison pour les échantillons de 2007, 2008 et 2009 issus du réseau d’observateurs.

c – Suivi à haute résolution de l’activité géomorphologique des parois rocheuses

Le réseau d’observateurs des écroulements dans le massif du Mont Blanc doit permettre un recensement quasi exhaustif des écroulements. Cette méthode demande toutefois d’être validée et/ou complétée par des données à haute résolution. Le suivi à haute résolution mené dans le cadre de cette thèse poursuit deux objectifs distincts dans le temps. Il s’est agit dans un premier temps d’expérimenter et de valider la méthode de mesure de l’activité gravitaire par laserscanning conformément au projet PERMAdataROC. Dans un second temps, des campagnes


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Chapitre 1

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de mesure annuelles ou biannuelles sont réalisées afin de quantifier la fréquence et le volume des instabilités qui se produisant dans les parois retenues (§ 3.4) et de documenter ces événements d’un point de vue topographique et géomécanique. Le laserscanning terrestre (TLS) est une technique de topographie et de suivi des phénomènes d’utilisation croissante en géosciences (Fröhlich et Mettenleiter, 2004 ; Abellan et al., 2009), notamment pour l’étude des instabilités rocheuses (Slob et Hack, 2004 ; Lim et al., 2005 ; Abellan et al., 2006 ; Oppikofer et al., 2008b ; Sui et al., 2008 ; Travelletti et al., 2008 ; Dewez et al., 2009). Dans le cas des parois rocheuses de très haute altitude, notre étude est pionnière. Conclusion du Chapitre 1

Parmi les processus qui affectent les parois de haute montagne, les écroulements rocheux mobilisent les plus gros volumes de matériel sur des distances qui peuvent être longues. Ces phénomènes constituent dès lors un aléa majeur tant en haute montagne que dans les vallées, alors que la vulnérabilité s’y accroît généralement. La gestion des risques ainsi engendrés nécessite une bonne connaissance des facteurs de déclenchement et des dynamiques mises en jeu. Pourtant, on déplore aujourd’hui encore un manque de données sur ces points. Notre thèse a pour objectif l’analyse d’inventaires d’écroulements en haute montagne établis selon plusieurs méthodes – présentées dans la Partie 2 – afin en particulier de préciser la place du permafrost dans leur déclenchement. Un état de l’art sur ce déclenchement des écroulements en contexte de permafrost est présenté dans le Chapitre 2.


Rockfalls’ trigger in the context of permafrost: a state of the art

In peri- and supra-glacial environments, a major consequence of long periods of cold winter followed by short periods of summer thaw is the formation of a ground layer – the permafrost – that does not completely thaw during the warm period. Invisible phenomenon, one of main methods of permafrost recognition is the calculation of the surface energy balance (fig. 2.3). First identified and studied in high latitudes, permafrost has for some years been the subject of special attention in the Alps, where its occurrence is strongly constrained by topography, local microclimate, subsurface materials, and snow cover. In the context of permafrost, a -0.5 to -8 meters-thick subsurface horizon – the active layer – thaws each year in the Alps (fig. 2.2).

Among all the parameters that control the stability of permafrost-affected rockwalls, porosity/permeability and especially the water/ice content are essential. If the presence of permafrost doesn’t necessarily imply the presence of ice, its temperature allows ice formation if water is present in fractures. The presence of massive ice in fractures of the bedrock is indeed attested by many accounts (ph. 2.1).

Several methods exist to detect permafrost (fig. 2.5-6-7) but not all of them are suitable to the analysis of rockwalls permafrost and most of them are localized. Models of spatial distribution (tab. 2.2-3, fig. 2.7) now based on a thorough understanding of the involved processes are therefore often used. Concerning surface temperatures for example, the TEBAL model extrapolates the meteorological data of several mountain stations and simulates a surface energy balance on the basis of a DEM (fig. 2.9-10).

In depth, 3D reconstructions of temperature fields in the rock (fig. 2.11) was made possible by coupling the TEBAL model with a model that simulates heat flows in rock mass (by conduction only, although the percolation of water in rock fractures allows a second type of heat transfer that can lead to quick and deep development of thaw corridors). Such reconstructions showed (i) that permafrost distribution is strongly influenced by topography (fig. 2.12), (ii) that permafrost may exist in slopes with a positive MAGST due to the proximity with a cooler surface, and (iii) that the most important heat fluxes are located close to the summits and the coldest faces, especially around the lower limit of permafrost (fig. 2.13), thus raising the question of the sensitivity of permafrost to global warming over the last decades (fig. 2.14) or expected (fig. 2.16). This warming tends in fact to intensify heat exchanges within the permafrost layer, which results in its degradation in three main ways: (i) warming of the subsurface layer and deepening of the active layer (fig. 2.17), (ii) warming of the permafrost body (fig. 2.18), and (iii) rising in altitude of the isotherms and hence of the lower permafrost limit (idem).

Permafrost degradation is considered as an important mechanism involved in the rockwalls stability of high altitude mountains. This assumption is based on a series of observations mainly done in the Alps (tab. 2.4 for example), which indicates that permafrost is probably a key triggering factor in a large part of the documented rockfall events, and the understanding of physical processes in ice-filled fractures (reduction of shear and tensile strength of the ice with warming, fig. 2.21; loss of ice/rock interlocking; ice segregation; increase of hydrostatic pressures in fractures thus reducing the effective stress). In order to test the hypothesis of a possible relationship between global warming and rockfalls and to clarify the role of permafrost degradation, rockfalls inventories were performed and analyzed in the Mont Blanc massif. Chapter 3 will show why this massif is an excellent site to study these purposes.

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Chapitre 2

Déclenchement d’écroulements en contexte de permafrost : un état de l’art

Au sein des environnements périglaciaires – et supraglaciaires – de hautes latitudes et de hautes altitudes, l’une des conséquences majeures des longues périodes de froid hivernal et des courtes périodes de dégel estival est la formation d’une couche en profondeur qui ne dégèle pas intégralement durant la période chaude. Cette couche, appelée « permafrost » affecte probablement un peu plus de 20 % des surfaces émergées du globe (Péwé, 1983 ; French, 2007) soit environ 25 × 106 km2. D’abord reconnu et étudié sous les hautes latitudes (French, 2007) en raison des problèmes géotechniques que posent ses variations saisonnières (stabilité des infrastructures, routes, oléoducs, habitations, etc.), le permafrost fait également l’objet d’une attention particulière dans les massifs alpins depuis quelques années. Ce second chapitre a pour objectif de poser les connaissances actuelles sur le permafrost alpin, en particulier sur ses caractéristiques, sa distribution, et son rôle éventuel dans le déclenchement d’écroulements dans les parois rocheuses de hautes altitudes. 2.1 – Caractéristiques du permafrost alpin

A la différence du permafrost des hautes latitudes, le permafrost alpin est fortement contraint par la topographie, la micro-climatologie, le matériel de subsurface, et la couverture nivale (Gruber et Haeberli, 2009). Avant d’aborder la relative complexité de sa distribution (§ 2.2), on s’attachera ici à définir la notion générale de permafrost et à en présenter les caractéristiques.

2.1.1 – De la définition du permafrost aux hautes latitudes à l’étude du permafrost alpin

Omniprésent dans les domaines périglaciaires des hautes latitudes (fig. 2.1) et des hautes

altitudes des milieux tempérés, le permafrost désigne tout matériel lithosphérique (sol, roche en place, formation superficielle) dont la température reste inférieure ou égale à 0°C pendant au moins deux années consécutives (NRCC, 1988) pour des raisons climatiques (Brown et Péwé, 1973). En France, l’emploi du synonyme « pergélisol » (parfois encore appelé « permagel ») est obligatoire dans la rédaction des documents officiels (Journal Officiel du 18 janvier 1973). Cependant, le terme « permafrost » reste de loin le plus usité. D’autre part, correspondant à la contraction de permanent frost, le terme « permafrost » renvoie par essence à un état thermique et non à un « sol » comme le suggère son synonyme. Aussi, prenons-nous ici le parti d’utiliser le terme d’origine anglaise. Le terme « permafrost » a été utilisé pour la première fois dans la littérature scientifique de langue anglaise par le géologue S.W. Muller (1943) pour désigner le sol gelé en permanence dans le cadre d’avertissements concernant la construction de l'Alaskan Highway. Le terme a ensuite été élargi aux terrains gelés au minimum durant deux années consécutives. Cette valeur minimale a pour objet d’éviter l’éventuel effet du froid lié à un hiver long et rigoureux.

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Aux hautes latitudes, le permafrost peut être très épais : 800 m dans le nord de la Sibérie, 550 m sur l’ile Melville (Canada), 1600 m dans le nord de la Yakoutie. Dans ces régions, son extension est relativement bien connue : en plus de la carte circum-arctique du permafrost et de la glace du sol de l’International Permafrost Association (Brown et al., 1997 ; fig. 2.1), de nombreuses cartes détaillées du permafrost sont disponibles pour l’Alaska (Ferrians, 1965), le nord du Canada (Heginbottom et Radburn, 1993) et la Russie (Kudryavtsev et al., 1978). Il peut couvrir de très vastes espaces : plus de 80 % de la superficie de l’Alaska (1.5 × 106 km2) et 50 % de la superficie du Canada (5.7 × 106 km2) et de la Russie (11 × 106 km2). Par ailleurs, la présence de permafrost a des implications directes sur les infrastructures civiles et militaires de ces régions (oléoducs, gazoducs, mines, installations militaires, génie civil…), ce qui justifie que son étude y ait d’abord débuté et continue d’y être très dominante aujourd’hui. Comparativement, le permafrost alpin n’a fait l’objet d’études approfondies que récemment. Dans les Alpes, contrairement à la glaciologie ou à la nivologie qui ont étudié très tôt les phénomènes liés aux glaciers et aux avalanches, la recherche scientifique sur le permafrost n’a débuté que dans les années 1970, en Suisse. Un premier groupe de recherche universitaire (essentiellement des géomorphologues intéressés par les glaciers rocheux) y a été fondé à la fin des années 1960 (Barsch, 1969 ; Haeberli, 1975). Plus tard, la recherche a été conduite en particulier par l’Ecole Polytechnique Fédérale suisse. Depuis la fin des années 1980, plusieurs universités suisses ont poursuivi les recherches sur le permafrost alpin (Zurich, Lausanne ; Haeberli et al., 1993 ; Reynard et Wenker, 1997). Les premières recherches sur le permafrost des parois rocheuses de la haute montagne alpine sont plus récentes encore, orientées sur la problématique de la construction d’infrastructures (Keusen et Haeberli, 1983 ; Keusen et Amiguet, 1987 ; King, 1996 ; Wegmann et Keusen, 1998) et sur les éventuels problèmes de stabilité engendrés par la présence de permafrost (Haeberli et al., 1997, 1999). Aujourd’hui, de nombreux travaux sont menés dans les montagnes alpines à travers le monde (Alpes, Himalaya, Alpes japonaises, Alpes de Nouvelle-Zélande, Montagnes Rocheuses). Ceux-ci sont essentiellement axés sur l’étude de la distribution du permafrost, de son évolution avec le

réchauffement climatique, et des conséquences de sa dégradation. Des réseaux sont aujourd’hui constitués afin d’homogénéiser l’acquisition des données et de pérenniser les réseaux de mesure. C’est le cas par exemple du réseau suisse PERMOS (PERmafrost MOnitoring Switzerland) intégré dans le plus large Réseau Terrestre Mondial de Surveillance du Permafrost (GTN-P).

Fig. 2.1 – Distribution du permafrost dans l’hémisphère nord (source : NSIDC; données : Brown et al., 1997 révisées en 2001). Distribution of permafrost in the Northern Hemisphere.

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2.1.2 – Profil vertical et régime thermique du permafrost A l’interface entre atmosphère et lithosphère, la formation, la persistance ou la

dégradation d’un permafrost sont très étroitement liées aux conditions climatiques. La mise en place d’un permafrost s’effectue durant des périodes froides relativement longues. Lorsque la profondeur de la pénétration du gel hivernal excède la profondeur de pénétration du dégel estival, il en résulte une couche initiale de permafrost plus ou moins insensible au dégel estival. D’année en année, cette couche s’épaissit, jusqu’à ce que le bilan entre le flux de chaleur interne de la terre (flux géothermique très dépendant de la région du globe considérée : il peut varier de 1°C/100 m dans les régions sédimentaires à plus de 15-20°C/100 m dans les régions de rift comme la Nouvelle-Zélande) et le gel s’équilibre au niveau de la base du permafrost. Les glaciations quaternaires ont donc été des périodes privilégiées de formation du permafrost. Dans les Alpes, le permafrost des formations superficielles est généralement holocène, car ces sites ont été soumis à l’englacement. En revanche, le permafrost de paroi pourrait être plus ancien (Gruber, 2009). En effet, des températures dans la roche de -10/-12°C sont assez communes, ce qui, du fait d’une grande différence avec les Températures Moyennes Annuelles de l’Air (MAAT) actuelles, tend à montrer que le permafrost des hauts sommets pourraient avoir subi plusieurs cycles glaciaires/interglaciaires. Dès lors, l’âge de ce permafrost de paroi est probablement contrôlé par la surrection et l’érosion plutôt que par les variations climatiques passées (Gruber, 2009). Chaque année, en contexte de permafrost, un horizon de subsurface dégèle pendant une partie de l'année. Cette couche, appelé « couche active », gèle et dégèle au fil des saisons (fig. 2.2). La profondeur de cette couche active varie, selon l'intensité et la durée du dégel, de quelques centimètres à quelques mètres. Elle est de l’ordre de -0.5 à -8 m dans les Alpes. La limite supérieure du permafrost (s.s.) est appelée toit du permafrost. L'amplitude annuelle des températures du terrain est indiquée par les températures maximales et minimales en profondeur reportées sur la figure 2.1. La différence saisonnière de la température diminue avec la profondeur. Le point où il n'y a pas de modifications perceptibles de la température (fluctuations saisonnières des températures inférieure à 0.1°C) est appelé « profondeur d'amplitude annuelle nulle » (ZAA, i.e. Zero Annual Amplitude).

Fig. 2.2 – Profil vertical d'un permafrost. La couche active (en gris) dégèle en été et regèle chaque hiver, tandis que la température du permafrost (s.s.) demeure ≤ 0°C. MAGST = température moyenne annuelle à la surface du sol. Vertical profile of a permafrost. The active layer (shown in grey) thaws each summer and freezes each winter, while the permafrost (s.s.) temperature remains ≤ 0°C. MAGST = Mean annual ground surface temperature.


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2.1.3 – Propriétés thermiques et physiques du permafrost de paroi

a – Bilan radiatif et température de surface Le permafrost est uniquement défini d’un point de vue thermique et temporel.

Phénomène invisible, l’une des principales méthodes de reconnaissance du permafrost est le calcul du bilan énergétique à la surface de la paroi (ou de la formation superficielle). Puisque tout corps porté à une température supérieure au zéro absolu (0°K = -273.15°C) émet un rayonnement électromagnétique proportionnel à la quatrième puissance de la température absolue (Stefan, 1879), il est affecté par des échanges radiatifs avec son environnement. Aussi, la température de la paroi dépend de ces échanges radiatifs et donc de son bilan radiatif (ou rayonnement net) qui est lui-même le résultat de transferts de chaleurs effectués par différents processus (fig. 2.3). Il est dès lors possible de déterminer la température d’une surface en calculant son bilan énergétique (Gruber et al., 2003, 2004a; Gruber, 2005) à partir de la relation :

Qnet = Qh + Qle + Qg + Qdg où Qnet est le rayonnement net (rayonnement solaire à courte longueur d’onde et rayonnement atmosphérique incident reçu au niveau de la paroi à grande longueur d’onde), Qh la chaleur sensible (flux de chaleur convectifs ou advectifs qui se traduisent par une modification de la température du milieu), Qle la chaleur latente (issue de changements de phase de l’eau), Qg la chaleur transmise par conduction dans le terrain, et Qdg le flux géothermique. La conductivité d’une paroi gelée (et dont les fractures sont généralement remplies de glace) est plus grande que celle de la même paroi non gelée car la conductivité de la glace est approximativement 4 fois supérieure à celle de l’eau et 80 fois supérieure à celle de l’air. En d’autres termes, ceteris paribus sic stantibus, la chaleur pénètre plus rapidement dans une paroi quand celle-ci est gelée. Aussi, la conductivité thermique joue un rôle majeur sur le gradient de température du permafrost et sur l’épaisseur de la couche active. La conductivité thermique représente la quantité de chaleur transférée en une unité de temps au travers d'un matériau d'une unité de surface et d'une unité d'épaisseur, quand les deux faces opposées diffèrent d'une unité de température. La conduction thermique est le mode de transfert de chaleur correspondant. Plus la conductivité thermique est grande, plus le matériau est conducteur. La capacité thermique est l'énergie qu'il faut apporter à un matériau pour augmenter sa température de 1°K. La diffusivité thermique, quant à elle, est une grandeur physique qui caractérise la capacité d'un matériau continu à transmettre un signal de température d'un point à un autre de ce matériau. Elle dépend de la capacité du matériau à conduire la chaleur (sa conductivité thermique) et de sa capacité à stocker la chaleur (capacité thermique) et elle détermine l'inertie thermique d'un solide. Des valeurs typiques de conductivité, de capacité et de diffusivité thermiques sont données dans le tableau 2.1. Fig. 2.3 – Flux d’énergie à la surface d’une paroi rocheuse et en sub-surface (Gruber, 2005). Lin/out : radiation à grandes longueurs d’ondes (entrante / sortante) ; Sin/out : radiation à courtes longueurs d’ondes (entrante / sortante) ; Qh : flux de chaleur sensible ; Qle : flux de chaleur latente ; Qg : flux de chaleur du terrain ; Qdg : flux géothermique. Energy fluxes at and below the surface for steep rockwall.

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Matériaux Conductivité

thermique (W.m-1.K-1)

Capacité thermique massique

(kJ.kg-1.K-1)

Capacité thermique volumétrique (MJ.m3.K-1)

Diffusivité thermique

(m2.s-1 × 10-7) Air 0.024 1.000 0.00125 Eau 0.605 4.187 4.187 1.45 Glace (à 0°C) 2.230 2.094 1.88 11.9 Neige fraîche 0.086 3.30 Neige dense 0.340 Granite 1.7-4.0 15 Béton 1.3-1.7 0.895 2.01 Acier 35-52

Tab. 2.1 – Quelques valeurs typiques de conductivité thermique, de capacité thermique et de diffusivité thermique pour différents matériaux (Johnston, 1981 et Williams et Smith, 1989). Some typical values of thermal conductivity, heat capacity and thermal diffusivity for various materials.

b – Décalages thermiques ou « offsets » Les décalages thermiques (ou offsets) correspondent à des anomalies du profil vertical

moyen d'un permafrost (cf. : fig. 2.2). Le modèle TTOP (Temperature on Top Of Permafrost ; fig. 2.4), introduit par Smith et Riseborough (2002) illustre ces décalages. Le premier décalage, l’« offset de surface », positif par rapport à la MAAT, est lié à l’effet du manteau nival. Celui-ci affecte les températures de surface par augmentation de l’albédo, par consommation d’énergie lors de sa fusion et surtout par isolation de la surface par rapport aux conditions atmosphériques froides (Gruber et Haeberli, 2007). Différents travaux ont montré ces effets en contexte de pente douce (Keller et Gubler, 1993 ; Bernhard et al., 1998 ; Zhang et al., 2001 ; Ishikawa, 2003) mais les résultats sont à interpréter avec précaution pour les parois rocheuses. En effet, le manteau nival y est généralement peu épais et intermittent, ce qui limite son effet isolant. En outre, les parois rocheuses se dressent souvent à des altitudes plus élevées que la LEG : les parois les moins raides sont donc généralement couvertes par les glaciers, inhibant tout effet du manteau neigeux saisonnier. Enfin, Gruber et Haeberli (2007) notent qu’avec l’altitude, la part des précipitations neigeuses augmente. Ces chutes de neige peuvent contribuer à refroidir les parois rocheuses, même durant l’été. Toutefois, cet effet ne dure que quelques heures ou jours sur les parois raides, où seules de fines couches de neige peuvent être plaquées par le vent – les parois moins raides permettant des accumulations de neige suffisantes pour qu’elles aient, au contraire, un effet isolant. Le second décalage, l’« offset thermique » (Burn et Smith, 1988 ; Romanovsky et Osterkamp, 1995), négatif par rapport à la MAGST (température moyenne annuelle de surface ou Mean Annual Ground Surface Temperature), est lié aux propriétés thermiques de la couche active, qui se modifient saisonnièrement selon la quantité d’eau et d’air que contiennent les vides (fractures, porosité). Les températures moyennes annuelles au sommet du permafrost sont ainsi parfois significativement réduites par rapport à la surface. Ce décalage a été décrit pour les sols arctiques et les formations superficielles (e.g. : Harris et Pedersen, 1998 ; Smith et Riseborough, 2002 ; Hanson et Hoelzle, 2004), mais il existe aussi probablement au niveau des parois rocheuses et peut être engendré par trois mécanismes différents (Gruber et Haeberli, 2007) :

(i) une variabilité de la conductivité thermique de la roche, résultat des changements de phase ou de saturation de l’eau interstitielle – même pour les roches peu poreuses (cas des granites) ; cela peut réduire notablement la conductivité thermique ; (ii) un contraste de conductivité thermique induit par les fractures présentes au niveau de la couche active, remplies de glace l’hiver et drainées et remplies d’air l’été ; (iii) de la même manière, les couvertures de surface composées de blocs rocheux grossiers (comme on peut en observer au pied de certaines faces) pourraient causer un tel décalage,


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équivalent à celui décrit pour des pentes plus douces ou pour les glaciers rocheux. Ces trois effets transmettent plus facilement un refroidissement qu’un réchauffement, réduisant ainsi la température en profondeur par rapport à la surface.

Les concepts de refroidissement par la neige et d’offset thermique sont étayés par exemple par les températures de -12°C mesurées dans la roche durant la construction de la station supérieure du téléphérique du Petit Cervin (Keusen et Haeberli, 1983) car même avec un réchauffement supposé de 1°C durant le XXe siècle (Haeberli et Beniston, 1998 ; Böhm et al., 2001), cette température reste 3°C plus froide que ce qui est proposé par une modélisation (Gruber et al., 2004a) par ailleurs vérifiée par des mesures directes.

c – Propriétés physiques du permafrost de paroi

Pour French (2007), les propriétés physiques les plus importantes d’un terrain au regard

des processus géomorphologiques sont la teneur en eau liquide et solide, la densité et la porosité. Parmi ces principaux processus liés au permafrost qui contrôlent la stabilité des parois rocheuses de haute montagne, la porosité-perméabilité et surtout la teneur en eau sont des paramètres essentiels. La porosité correspond au volume des pores par rapport au volume total. Celle des roches granitiques est le plus généralement considérée comme faible voire quasi-nulle (≤ 1% ; Dubois et al., 1998 ; Schild et al., 2001 ; Selvadurai et al., 2005). La porosité augmente lorsque la roche est déformée ou altérée (jusqu’à 8 % selon Géraud et al., 1995), ce qui est le cas dans les secteurs cisaillés du massif du Mont Blanc (cf. : Rossi, 2005 ; § 3.2.3.a). D’autre part, si au niveau de l’échantillon le granite est une roche quasiment imperméable, au niveau d’un massif le granite est dit « perméable en grand » car ses réseaux de fractures permettent la présence/circulation d’eau liquide, de glace et d’air. Du point de vue de l’influence du permafrost sur la stabilité des parois, ce point est essentiel (cf. : § 2.4). En effet, si la glace n’est pas nécessaire pour qu’il y ait permafrost, la température de celui-ci permet la formation et le maintien de glace dès lors que de l’eau est présente dans les fractures. Il peut s’agir d’eau issue des précipitations (pluie ou neige),

Fig. 2.4 – Schéma du modèle TTOP (Smith et Riseborough, 1996 modifié). Schematic of the TTOP-model.

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de la fusion d’une éventuelle couverture glacio-nivale ou encore du glissement de glace depuis la surface par fusion partielle et regel. La présence de glace massive dans les fractures du substratum rocheux alpin est attestée par de nombreux témoignages (cf. : Gruber et Haeberli, 2007). Pendant la construction de la station sommitale du téléphérique du Petit Cervin (3883 m, Suisse), des fissures remplies de glace ont été observées près de l'entrée d'un tunnel traversant le sommet (Keusen et Haeberli, 1983). La construction des fondations du téléphérique reliant le Hohtälli (3286 m) au Rote Nase (3247 m) a également révélé des fractures profondes remplies de glace (King, 1996). Des fissures remplies de glace ont également été signalées au niveau de l’observatoire scientifique du Sphinx (3571 m) accessible par le train du Jungfraujoch en Suisse (Wegmann, 1998) et du sommet du Chli Titlis (3026 m, Suisse ; Haeberli et al., 1979). Toujours en Suisse, des travaux sous la gare d’arrivée du téléski du Stockhorn (3405 m) ont mis au jour des fractures remplies de glace (Gruber, 2009 ; ph. 2.1). En Allemagne, de la glace massive a également été observée dans certaines fractures lors de la construction du téléphérique du Zugspitze (2962 m ; Körner et Ulrich, 1965 ; Ulrich et King, 1993). Lors du percement des galeries de l’Aiguille du Midi (3848 m), les ouvriers ont rencontré à plusieurs reprises de la glace dans les fractures, en particulier au piton nord (comm. orale E. Maresca, fév. 2010). Sur le même site, le personnel a observé pendant l'été 2003 – pour la première fois semble-t-il – d’importantes arrivées d'eau dans les tunnels depuis le réseau de fractures, si bien qu’il a été contraint de mettre en place des toits de protection dans certaines parties des galeries pour éviter des désagréments pour les visiteurs. Aux Grands Montets (3295 m), une matrice de glace sale mêlée à du sable et des graviers et cimentant des gros blocs rocheux a été dégagée lors de la construction de la station supérieure. Toujours dans le massif du Mont Blanc, de la glace serait encore observable (comm. orale R. Ducroz, sept. 2009) sous les installations de la station supérieure du téléphérique d’Helbronner (3462 m). De la glace massive a aussi été découverte à des profondeurs de 42 et 90 m dans un forage effectué dans le substratum rocheux près du Col du Stelvio (3000 m) en Italie (Guglielmin et al., 2001) et dans un secteur très fracturé entre 12 et 14 m de profondeur dans un forage au Col nord des Cime Bianche (3100 m) dans la vallée d’Aoste (Gruber et Haeberli, 2007). Enfin, la glace massive présente dans de nombreuses cicatrices d’écroulement complète ces différentes observations. La roche gelée contient des quantités variables de glace et d’air, mais aussi d’eau liquide (Saas, 2005), en fonction du degré de saturation en eau et de la température. Outre le fait que le permafrost peut ne pas être gelé dans son intégralité (présence de taliks), le point de congélation de l’eau dans le permafrost peut en effet être abaissé de plusieurs degrés en dessous de 0°C. Cette surfusion (Dash et al., 1995, 2006) est généralement due à l'énergie de tension superficielle à l'interface solide-liquide. Ph. 2.1 – Fracture du substratum rocheux remplie de glace, mise au jour par des travaux sous la gare d’arrivée du téléski du Stockhorn (3405 m) en Suisse (Gruber, 2009). Le remplissage est constitué de débris rocheux et de glace à gauche (au droit du piolet), et de glace pure (~ 20 cm d’épaisseur) à droite. Ice-filled fissure in bedrock that has been exposed during construction activities just below the cable-car station at Stockhorn (3400m a.s.l.), Switzerland.


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2.2 – Distribution du permafrost alpin

L’extrême variabilité spatiale du permafrost alpin et les difficultés à le détecter en font un champ de recherche à lui seul (Hauck, 2001). Les principaux facteurs gouvernant l’occurrence du permafrost tels que la température de l’air, la radiation solaire, l’épaisseur et la durée de la couverture nivale sont très variables spatialement. En conditions limites de permafrost, la modification d’un seul de ces paramètres peut conditionner sa présence ou son absence. Cette partie abordera ainsi les moyens de détecter le permafrost ainsi que sa distribution spatiale en surface comme en profondeur.

2.2.1 – Détection et cartographie du permafrost alpin

De nombreuses méthodes de détection du permafrost existent. La plupart d’entre elles sont indirectes. Ces différentes méthodes n’ont pas la même fiabilité, la même précision, le même coût ni la même exigence en temps sur le terrain. En outre, toutes les méthodes ne sont pas adaptées à l’analyse du permafrost de paroi. Méthode BTS (Basal Temperature of winter Snow cover). La température à la base du manteau nival hivernal (BTS) a été reconnue dès le début des années 1970 (Haeberli, 1973) comme un indicateur pertinent de la présence de permafrost dans les Alpes. Cette méthode a été largement reprise compte tenu de son bas coût pour reconnaître et cartographier la présence de permafrost (par exemple : Hoelzle, 1996 ; Hoelzle et al., 1999 ; Isaksen et al., 2002 ; Delaloye, 2004 ; Lewkowicz et al., 2004) ou pour valider un modèle de distribution (Gruber et Hoelzle, 2001). Elle repose sur le fait qu’à partir d’une certaine épaisseur de neige (80 cm à 1 m), les températures du sol ne sont plus influencées par les conditions extérieures mais uniquement par la température du sol en raison des propriétés isolantes de la neige. Pour que la méthode soit fiable, un délai doit être observé pour que la température à la base du manteau nival s’équilibre et puisse être interprétée en terme d’occurrence du permafrost selon la relation empirique (Haeberli, 1973): permafrost probable si T° < -3°C, permafrost possible si T° = -3/-2°C, permafrost improbable si T° > -2°C. Une relation statistique entre les températures BTS et la profondeur de dégel estival a par ailleurs été déterminée par Haeberli et Patzelt (1982) et l'influence de la variabilité d’épaisseur de la couverture nivale a été étudiée par Haeberli et Epifani (1986). Liée à la présence d’une couche de neige épaisse, cette méthode n’est pas adaptée pour la reconnaissance du permafrost de paroi. Cartographie des glaciers rocheux. Les glaciers rocheux constituent la manifestation la plus visible du permafrost alpin et peuvent donc servir à la cartographie du permafrost (Barsch, 1988 et 1996 ; Frauenfelder, 2005 ; Bodin, 2007). Ce sont des masses gelées de debris rocheux, souvent très riches en glace, qui fluent le long des versants (Haeberli, 1985). La présence de glaciers rocheux actifs est souvent utilisée pour définir la limite inférieure du permafrost discontinu et la cartographie des glaciers rocheux et de leurs signes d’activité peut dès lors fournir un moyen pour déterminer l’occurrence du permafrost dans les régions alpines. A l’image du massif du Mont Blanc, les massifs de haute montagne ne disposent pas tous de glaciers rocheux. Température des eaux de source et identification du toit du permafrost. Ces deux méthodes sont utilisées pour l’identification du permafrost des seules formations superficielles. Une température de l'eau inférieure à 1°C en fin d'été peut indiquer un contact avec un sol gelé, suggérant la présence de permafrost. Des températures comprises entre 1 et 2°C indiquent une température du sol autour de 0°C car l’eau qui s’écoule se réchauffe généralement

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vite. Une attention particulière doit être accordée à la présence éventuelle de neige dans le secteur, qui fausserait l’interprétation de la température (Keller, 1994). Cette méthode n’est généralement pas utilisée seule mais en complément ou validation avec les autres méthodes de détection (Ebohon et Schrott, 2008). Dans des sédiments fins contenant beaucoup de glace et sans blocs rocheux, la présence de permafrost peut être révélée si son toit est repéré en creusant directement ou en enfonçant une sonde en acier. L’opération doit être reproduite en plusieurs endroits pour distinguer le matériel gelé d’un éventuel corps rocheux. Mesure directe et en continu des températures de surface et de subsurface. Localement, la mise en place de capteurs de température en surface et en subsurface (fig. 2.5) permet de s’assurer directement de la présence ou non de permafrost. Pour cela, les capteurs doivent fonctionner en continu durant au moins deux années consécutives. Si la température moyenne est inférieure ou égale à 0°C, la présence de permafrost est attestée. En tout état de cause, ce type de capteur est généralement implanté non pour vérifier la présence de permafrost – par ailleurs souvent attestée ou supposée – mais pour acquérir des données utiles à l’obtention ou la validation d’un modèle régional de distribution du permafrost (Gruber et al., 2003, 2004a ; Gruber, 2005), voire pour étudier le fonctionnement du permafrost (Pogliotti et al., 2008).

Fig. 2.5 – Mesure des températures de subsurface en paroi rocheuse raide. A : Mise en place d’un capteur de température à 3250 m d’altitude dans la face sud de l’arête des Flammes de Pierre (massif du Mont Blanc, 11 octobre 2007). B : capteur utilisé (conçus par ARPA VdA) mesurant la température toutes les heures à 3, 30 et 55 cm de profondeur. C : courbes des températures pour les trois profondeurs entre le 24 septembre 2007 et le 09 septembre 2008 (données : ARPA VdA). Les températures maximales, moyennes et minimales sont respectivement 21.56°C, -0.56°C et -16.64°C à 3 cm ; 10.85°C, -0.43°C et -11.54°C à 30 cm ; 9.28°C, -0.6°C et -8.69°C à 55 cm de profondeur. Measure of subsurface temperatures in steep rock wall. A: Setting up of a temperature sensor at 3250 m a.s.l. in the south face of the Flammes de Pierre ridge. B: used sensor measuring the temperature every hours, at 3, 30 and 55 cm deep. C: temperature curves for the three depths between 24 September 2007 and 9 September 2008. The maximum, mean and minimum temperatures are respectively 21.56°C, -0.56°C and -16.64°C at 3 cm; 10.85°C, -0.43°C and -11.54°C at 30 cm; 9.28 ° C, -0.6°C and -8.69°C at 55 cm deep.


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Mesure en continu des températures au sein de forages profonds. Outre les mesures directes de température via les capteurs de température, une autre preuve directe de la présence de permafrost est une mesure in situ des températures au sein de forages plus profonds (fig. 2.6). Ces forages permettent également de mesurer la profondeur de la couche active (Harris et Isaksen, 2008), d’étudier les profils de température (Gruber et al., 2004c ; Luetschg et al., 2004 ; Hoelzle et Gruber, 2008) ou encore d’évaluer les éventuelles tendances à la dégradation du permafrost (Harris et al., 2003). Dans les Alpes, et plus généralement en Europe, ils sont organisés en réseau comme PERMOS en Suisse (Vonder Mühll et al., 2004 et 2007 ; Noetzli et al., 2009) ou PACE en Europe (Permafrost and Climate in Europe ; Harris et al., 2001b ; Harris et Vonder Mühll, 2001).

Fig. 2.6 – Forage en paroi rocheuse raide (face NW du piton central de l’Aiguille du Midi ; ~ 3735 m) pour mesurer la température en profondeur (chaîne de capteurs jusqu’à 10 m). A : forage à l’aide d’une foreuse à tête diamantée en septembre 2009 (B). C et D : appareillage du forage en décembre 2009. Bore hole in steep rock wall (NW face of the central peak of the Aiguille du Midi; ~ 3735 m a.s.l.) as part of the PermaNET project to measure temperature at depth (sensors line up to 10 m). A: drilling using a diamond drill head in September 2009 (B). C and D: equipment of the bore hole in December 2009. Méthodes géophysiques. L'application de méthodes géophysiques à l'étude du permafrost repose sur les changements des propriétés physiques des roches qui se produisent lors de la congélation de l'eau présente dans les terrains. Scott et al. (1990) présentent les différentes techniques utilisables pour la prospection géophysique et la cartographie du permafrost polaire. Hauck (2001) a produit une revue similaire pour les méthodes utilisables dans les environnements de haute montagne. Le paramètre géophysique électrique le plus pertinent est la résistivité. Dès la fin des années 1970, Seguin (1978), sur la base d’essais en laboratoire, a montré que la résistivité était dépendante de la température et pouvait éventuellement se substituer à des mesures de température. La méthode ERT (Electrical Resistivity Tomography, tomographie électrique résistive), qui permet d'obtenir une « image électrique » du sous-sol (coupe de la résistivité en fonction de la profondeur) a beaucoup évolué ces dernières années et peut être mise en œuvre à moindre coût pour caractériser le permafrost (Harris et al., 2001a ; Kneisel et al., 2008). Particulièrement utilisée pour les formations superficielles (Reynard et al., 1999 ; Marescot et al., 2003), Sass (2004) a montré que l’ERT est capable de mesurer les variations temporelles des limites gel/dégel, y compris dans les parois rocheuses de haute montagne, et les premières applications ont débuté en 2005 (Krautblatter et Hauck, 2007) pour l’étude de la couche active. Cette méthode évolue aujourd’hui vers la caractérisation quantitative des propriétés physiques du

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permafrost (Hauck et al., 2008) alors qu’au début des années 1990, King (1992) estimait encore que deux méthodes étaient nécessaires pour se prononcer sur la présence ou l’absence de permafrost. Krautblatter et al. (2009) ont même montré que l’ERT calibrée en laboratoire, et utilisée par exemple à l’Aiguille du Midi (3842 m ; ph. 2.2), permet non seulement de distinguer les roches gelées de celles non gelées mais fournit également des informations quantitatives sur la température des roches gelées. La méthode GPR (Ground-Penetrating Radar, radar pénétrant) doit également ici être mentionnée. Elle utilise la propagation d’ondes électromagnétiques hautes fréquences et leur réflexion ou diffraction pour la détection d’objets géologiques. Souvent appliquée à l’étude du permafrost des hautes latitudes (Stuhr Jørgensena et Andreasen, 2007 ; Wu et al., 2005), cette méthode s’avère peu adaptée à celle du permafrost alpin (Hauck et Vonder Mühll, 1999) même si elle reste intéressante pour l’imagerie et la caractérisation des fractures du bedrock (Jeannin, 2005). Concernant les propriétés sismiques, les paramètres mesurables sont les vitesses des ondes de cisaillement et de compression. En général, ces vitesses augmentent lorsque les températures passent en dessous de 0°C. La méthode alors utilisable pour étudier le permafrost est la RST (Refraction Seismic Tomography, résistivité par réfraction sismique). Elle est basée sur l'interprétation des ondes réfractées qui indiquent le passage d'une couche dégelé « lente » à une couche gelée où les ondes accélèrent (King, 1990). Les méthodes sismiques sont également appliquées pour déterminer les propriétés 2D et 3D des masses rocheuses et reconnaître des instabilités potentielles (Heincke et al., 2006). Les résultats préliminaires de Krautblatter et Hauck (2007) indiquent que la RST est applicable pour la détection du permafrost de paroi, même si elle fournit moins d'informations en profondeur que les mesures ERT. Par contre, cette méthode RST permet de révéler de manière détaillée les entités de petites tailles telles que les fissures remplies de glace.

Ph. 2.2 – Mesure de résistivité géoélectrique dans le bedrock du piton nord de l’Aiguille du Midi vers 3790 m d’altitude (décembre 2008). Geoelectrical resistivity measure in the bedrock of the northern peak of the Aiguille du Midi (~ 3790 m a.s.l.; December 2008).


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2.2.2 – Distribution spatiale du permafrost et modélisations En l’absence de connaissances approfondies sur le permafrost, sa distribution s’est

d’abord fondée sur des modèles empirico-statistiques, souvent basés dans les Alpes sur l’occurrence de glaciers rocheux (Haeberli, 1975). En fonction de son taux de couverture spatiale, trois types de permafrost ont été distingués (Haeberli, 1985) : continu (couverture spatiale supérieure à 80 %), discontinu (entre 30 et 70 %) et sporadique (inférieure à 30 %). Dans les Alpes, bien que les seuils altitudinaux varient en fonction de l’orientation des versants (tab. 2.2), le permafrost est généralement continu au-dessus de 3300 m (altitude moyenne de l’isotherme -8.5°C ; tab. 2.3 ; fig. 2.7). La limite inférieure du permafrost discontinu se situe elle vers 2300-2400 m (altitude moyenne de l’isotherme -1/- 2°C ; tab. 2.3 ; fig. 2.7). Quant au permafrost sporadique, il peut être présent même là où les MAAT sont positives (tab. 2.3 ; fig. 2.7), au niveau d’éboulis froids (Delaloye, 2004 ; Delaloye et Lambiel, 2005 ; Morard et al., 2008) ou de glacières (Luetscher, 2005) par exemple. Par la suite, les modélisations basées sur la compréhension approfondie des processus se sont imposées et constituent aujourd’hui la meilleure méthode pour estimer la distribution spatiale du permafrost. Ces dernières années, plusieurs tentatives ont été menées pour améliorer ces modèles (par exemple : Etzelmüller et al., 2001 ; Hoelzle et al., 2005) mais pour chacun d’entre eux, la méthodologie dépend des objectifs, de l’échelle et de leur application. A l’échelle locale, ce sont essentiellement des approches numériques orientées sur des phénomènes particuliers qui ont été mises en œuvre tandis que des modèles empirico-statistiques ont souvent été appliqués à l’échelle régionale (Lambiel et Reynard, 2001 ; Haeberli, 2005). Pour la haute montagne alpine, les modélisations les plus employées actuellement combinent généralement l’approche empirique avec des approches numériques (Harris et al., 2009). Une difficulté importante et récurrente pour la modélisation du permafrost réside dans la combinaison des différentes échelles spatiales (et temporelles). Une distinction conceptuelle simplifiée des influences du climat, de la topographie et des conditions du substrat a été établie en fonction des échelles spatiales (Gruber, 2005 ; fig. 2.8). A une échelle globale, la latitude et la circulation atmosphérique déterminent les principales caractéristiques du climat. A l’échelle régionale, la topographie modifie et complexifie fortement ces caractéristiques. Localement, le type de surface et les propriétés du substrat influencent de manière significative la pénétration du signal climatique. Les facteurs tels que la neige, les circulations d’air et d’eau, et les caractéristiques du terrain ont des répercussions importantes sur des processus thermiques qui influencent à leur tour les échanges énergétiques du système. Aussi les modèles de distribution du permafrost en montagne tentent-ils aujourd’hui de combiner des modèles empirico-statistiques calibrés régionalement et des modèles numériques basés sur les processus physiques (Etzelmüller et al., 2001 ; Hoelzle et al., 2001 ; Riseborough et al., 2008). Les modèles empirico-statistiques de distribution du permafrost relient directement les occurrences documentées de permafrost à des facteurs topo-climatiques (altitude, pente et orientation, température moyenne annuelle de l’air, radiation solaire) qui peuvent être facilement mesurés ou calculés (Hoelzle et Haeberli, 1995 ; Hoelzle, 1996 ; Imhof, 1996 ; King et Kalisch, 1998 ; Kneisel et al., 2000 ; Gruber et Hoelzle, 2001 ; Lugon et Delaloye, 2001 ; Tanarro et al., 2001 ; Mustafa et al., 2003). Les modèles orientés vers les processus se concentrent sur la compréhension plus détaillée des flux d’énergie entre atmosphère et permafrost (Romanovsky et al., 1997 ; Wegmann et al., 1998 ; Riseborough, 2002 ; Stocker-Mittaz et al., 2002 ; Gruber et al., 2004b). Ils paramètrent la radiation solaire, les flux de chaleur turbulents, l’albédo, la conduction de chaleur, etc., mais sont souvent complexes et exigent de nombreuses données mesurées ou calculées.

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Permafrost possible au-dessus de: probable au-dessus de Orientation versant pied de versant versant pied de versant

N 2400 m 2100 m 2600 m 2550 m NE 2450 m 2300 m 2600 m 2550 m E 2600 m 2400 m ? 2700 m

SE 2850 m 2300 m ? 2700 m S 3000 m 2250 m ? 2600 m

SW 2700 m 2150 m 2900 m 2550 m W 2500 m 2100 m 2600 m 2450 m

NW 2350 m 2050 m 2400 m 2400 m

Tab. 2.2 – Limites inférieures du permafrost dans les Alpes (Haeberli, 1975). Lower limits of permafrost in the Alps.

Permafrost Continu Discontinu Sporadique Taux d’occupation spatiale > 80 % 30 à 80 % < 30 %

MAAT > -8.5°C -8.5°C < T° < -1°C valeurs positives possibles

Tab. 2.3 – Distribution du permafrost alpin en fonction des MAAT (Haeberli, 1985). Distribution of Alpine permafrost based on MAAT.

Fig. 2.7 – Modèle des relations spatiales entre glaciers et permafrost alpin en fonction de la MAAT et des précipitations annuelles (Haeberli, 2005 modifié). Model of spatial relationships between glaciers and alpine permafrost as a function of the MAAT and annual precipitation.


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Fig. 2.8 – Hiérarchie conceptuelle des échelles/domaines de processus qui influent sur la température du sol et les conditions du permafrost alpin (Gruber, 2005 modifié). Hierarchy of domains relating to factors and processes that influence sub-surface temperatures in cold mountains.

2.2.3 – Température de surface et en profondeur dans les parois rocheuses raides

a – Températures de surface

Différents travaux font état de mesures locales de températures de surface ou de subsurface dans les parois rocheuses (Coutard et Francou, 1989 ; Matsuoka et al., 1997 ; Wegmann, 1998 ; Matsuoka et Sakai, 1999 ; Hall, 2006 ; Matsuoka et Murton, 2008 ; Deline et al., 2009), mais la question de leur distribution spatiale à une échelle régionale reste en suspens (Gruber, 2004a). Le modèle de Haeberli (1975) déterminant la présence/absence de permafrost de montagne en fonction de l’altitude, de l’angle de pente et de l’orientation (§ 2.2.2) fut le premier à être largement reconnu et utilisé dans les Alpes, et les bases sur lesquelles repose ce modèle ont été en partie implémentées dans l’application SIG (Système d’Information Géographique) PERMAKART (Keller, 1992) qui correspond à la toute première expression de spatialisation du permafrost. PERMAKART reste néanmoins un modèle empirique, dépendant de données acquises localement. Ces dernières s’étant multipliées en Suisse, la première carte du permafrost des Alpes suisses a été réalisée en 1998 (Keller, 1998). Puis le modèle statistico-empirique PERMAMAP (Hoelzle et Haeberli, 1995) utilisa une relation statistique pour simuler la température du sol et plus précisément la température à l’interface sol/neige durant l’équilibre hivernal – ce qui en fait un modèle inadapté aux parois rocheuses raides. Ce modèle permit ainsi de déterminer la présence/absence de permafrost à partir de la température de l’air et de la radiation solaire potentielle directe en saison estivale. De nombreux modèles dérivés ont suivi (Imhof, 1996 ; Etzelmüller et al., 1998 ; Frauenfelder et al., 1998 ; Keller et Hoelzle, 1998 ; King et Kalisch, 1998 ; Kneisel, 1998 ; Lieb, 1998 ; Gruber et Hoelzle, 2001 ; Mustafa et al., 2003 ; Lewkowicz et Ednie, 2004), traitant de la même manière parois et formations superficielles,

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et ne s’attachant qu’assez sommairement aux processus physiques (Gruber, 2005). Si ces modèles sont d’un grand intérêt pour la cartographie du permafrost dans les secteurs alpins peu raides, ils sont peu adaptés à l’étude du permafrost de parois. Des approches basées sur les phénomènes physiques sont indispensables. Une évolution importante des modèles de distribution du permafrost prenant en compte les processus physiques a été permise par les travaux de Stocker-Mittaz (2002) et le modèle PERMEBAL (Stocker-Mittaz et al., 2002). Ces travaux ont utilisé les données de la station météorologique du glacier rocheux de Murtèl-Corvatsch en Suisse pour calibrer le modèle qui reproduit les flux d’énergie verticaux (les flux latéraux n’étant pas inclus) et, par suite, la température de surface. Une version améliorée de PERMEBAL, TEBAL (Topography and Energy-Balance) a été mise au point par Gruber (2005). Ce modèle extrapole des données météorologiques d’une station sur des secteurs à topographie complexe (fig. 2.9) et simule un bilan d’énergie de surface sur la base d’un modèle numérique de terrain (MNT). TEBAL s’est montré extrêmement robuste en contexte de parois rocheuses raides (fig. 2.10), lesquelles sont peu influencées par le manteau neigeux (Gruber et al., 2004b). Mais ce modèle est aujourd’hui progressivement abandonné au profit de GEOtop, un modèle hydrologique (Rigon et al., 2006) reposant sur un bilan combiné d’eau (Bertoldi et al., 2006) et d’énergie (Zanotti et al., 2004). Il est actuellement en cours d'élaboration pour répondre aux besoins de la recherche sur le permafrost de paroi, et sa version 1D a été testée et validée pour les températures de surface à l’Aiguille du Midi (Pogliotti et al., 2009).

Fig. 2.9 – MAGST et isotherme 0°C (tireté épais) de 1982 à 2002, modélisées pour le secteur de la Jungfrau (Suisse) avec un angle de pente de 70° (Gruber et al., 2004b). Les tiretés fins montrent la moyenne annuelle des isothermes 0°C le plus haut et le plus bas de la période considérée. Les triangles jaunes indiquent l’altitude et l’orientation de 14 capteurs de température utilisés pour la vérification du modèle (TEBAL). MAGST and mean 0°C isotherm (thick dashed line) in Alpine rock faces from 1982 to 2002, modelled for the Jungfrau area with a 70° slope angle. Thin dashed lines show the highest and lowest mean annual 0°C isotherm during that period. Yellow triangles indicate aspect and elevation of the 14 rock-wall temperature data loggers used for model (TEBAL) verification.


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Fig. 2.10 – Validation du modèle TEBAL (Gruber et al., 2004a). A : relation entre températures moyennes journalières mesurées et modélisées en subsurface (10 cm de profondeur) sur la face NW de l’Eiger à 2860 m d’altitude. B : températures moyennes journalières de subsurface (10 cm) mesurées (courbe rouge) et modélisées (tiretés noirs) pour le même secteur. TEBAL model validation. A: measured versus modelled daily average near-surface (10 cm) temperatures on the NW face of the Eigerwand at 2860 m a.s.l. B: measured (solid line) and modelled (dashed line) mean daily near-surface (10 cm) temperatures for the same area.

b – Températures en profondeur Comme mentionné supra (§ 2.2.1), deux méthodes permettent de mesurer les

températures en profondeur dans les parois rocheuses raides : directement par mesure en continu à l’aide de forages (Hoelzle et Gruber, 2008), indirectement par méthodes géophysiques (Krautblatter et al., 2009). Mais comme pour les températures de surface, ces méthodes ne fournissent que des mesures ponctuelles de la distribution des températures en profondeur. Alors que les plus hauts sommets alpins peuvent être gelés jusqu’à des profondeurs supérieures à 1000 m (Haeberli et Gruber, 2008), les connaissances sur la distribution en 3D des températures et sur les conditions thermiques du permafrost en profondeur restent encore très réduites. Les transferts de chaleur s’y développent essentiellement par conduction. Kolh (1999) a commencé à décrire les températures en profondeur sous topographie complexe. Parallèlement, peu de travaux (Haeberli et al., 1997 ; Wegmann et al., 1998) ont considéré les caractéristiques pluridimensionnelles du permafrost alpin. Quatre principales raisons à cela :

(i) la topographie et les conditions climatiques extrêmes de la haute montagne conduisent à des conditions de surface très variables dans l’espace et le temps et avec des distorsions dans les flux de chaleur de subsurface (Gruber et Haeberli, 2007 ; Noetzli, 2008) ce qui a nécessité l’élaboration de modèles tridimensionnels de distribution des températures prenant en compte cette topographie (Kohl et al., 2001) ; (ii) les profils de température mesurés dans les forages en montagne ne peuvent être utilisés simplement et directement pour d’éventuelles extrapolations dans l'espace ou dans le temps (Gruber et al., 2004c) : leurs interprétations doivent distinguer effet topographique et effet climatique ; (iii) les modèles expérimentaux actuels d’évaluation de la distribution du permafrost alpin mettent généralement l'accent sur les températures de subsurface (Stocker-Mittaz, 2002 ; Gruber 2005) et ne considèrent ni les conditions thermiques à grande profondeur ni les flux de chaleur tridimensionnels en profondeur ; (iv) les propriétés thermo-physiques des roches sont particulièrement complexes (anisotropie très hétérogène en particulier).

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Ce n’est qu’avec les travaux de J. Noetzli (e.g. Noetzli, 2008) que la modélisation du permafrost de paroi en profondeur a commencé. Pour cela, une procédure basée sur la combinaison d’approches existantes a été mise en œuvre. Couplant le modèle TEBAL avec un modèle de simulation des flux de chaleur dans un massif rocheux, Noetzli et al. (2007b) ont ainsi proposé des reconstructions 3D des champs de températures dans les parois rocheuses d’altitude (fig. 2.11). Plusieurs résultats essentiels ont été obtenus :

(i) la distribution du permafrost dans les parois de haute montagne est largement influencée par la topographie (angle de pente, orientation, présence d’arêtes, d’éperon ; fig. 2.12) ; (ii) les isothermes à l’intérieur d’arêtes ou de pics sont fortement inclinées voire verticales entre les faces « chaudes » et « froides », avec des champs thermiques très asymétriques ; (iii) sous conditions stables, un permafrost peut ainsi subsister au niveau de pentes dont la température moyenne annuelle de surface est positive en raison de la proximité avec une face plus froide, et la lente réponse du champ thermique en profondeur aux changements de conditions limites peut impliquer la persistance du permafrost durant des décennies/siècles ; (iv) les plus importants flux de chaleur se situeraient à proximité des sommets et au niveau des faces les plus froides, notamment aux environs de la limite inférieure du permafrost (fig. 2.13), posant la question de la sensibilité du permafrost de paroi au réchauffement climatique. Ces résultats doivent toutefois être considérés avec prudence, car les simulations supposent que les propriétés thermiques des roches sont uniformes dans l’espace et dans le temps, et que glace et eau sont distribuées de manière homogène dans la roche, ce qui n’est pas le cas.

Outre la conduction de chaleur, la percolation de l’eau dans les fractures des roches permet un second type de transferts de chaleur, qui peut conduire à un développement plus profond et anticipé de la couche active (Gruber et Haeberli, 2007). Au niveau des fractures les plus larges, l’eau qui percole engendre des secteurs de dégel qui peuvent s’étendre au permafrost

environnant, permettant ainsi de dégrader le permafrost à des profondeurs qui auraient été atteintes beaucoup plus tardivement par simple conduction de chaleur. Les importantes arrivées d’eau observées en 2003 dans les galeries de l’Aiguille du Midi (3842 m) et du Jungfraujoch (~ 3500 m) en Suisse témoignent probablement de ce phénomène (Gruber et Haeberli, 2007). Le suivi géophysique opéré par Krautblatter et Hauck (2007) a permis d’identifier ce type de dégel par percolation d’eau dans des fractures de l’interfluve rocheux entre Mattertal et Turtmanntal (Suisse). Fig. 2.11 – Champs de température de subsurface en conditions d’équilibre pour six crêtes idéalisées avec une pente de 60° (Noetzli et al., 2007b). Ligne noire : isotherme 0°C (limite du permafrost). Steady state subsurface temperature fields in six idealized ridges with 60° slopes. Black line: 0°C isotherm; permafrost boundary.


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Fig. 2.12 – Topographie complexe des parois de haute montagne et distribution des températures de surface. A : un exemple de topographie complexe dans le secteur des Petites Aiguilles Rouges du Dolent (massif du Mont-Blanc, avril 2007) ; B : effet modélisé de la présence d’un éperon sur une face sud (Noetzli et al., 2007b), avec une occurrence locale de permafrost possible dans une face rocheuse qui en serait normalement dépourvue. Complex topography of high alpine rockwalls and permafrost distribution. A: an example of extreme topography in the Petites Aiguilles Rouges du Dolent (Mont-Blanc massif, April 2007). B: situation of a spur on a south facing rockwall. The consequence can be a local permafrost occurrence in a rockwall that ordinary does not contain it.

2.3 – Réchauffement climatique et évolution du permafrost

La formation et l’évolution du système thermique qu’est le permafrost sont très étroitement liées au climat. Le permafrost a d’ailleurs été choisi comme l’un des six indicateurs cryosphériques du changement global dans le cadre du Système Global d’Observation du Climat (GCOS ; Cihlar et al., 1997 ; Burgess et al., 2000 ; Harris et al., 2001a, 2001b, 2003). Si la sensibilité des milieux à permafrost au réchauffement climatique a été largement soulignée (Osterkamp et Romanovsky, 1999 ; Nelson et al., 2001, 2002 ; Jorgenson et al., 2006), il faut relever que ces travaux ont surtout porté sur les régions arctiques. Après une courte synthèse sur le réchauffement climatique actuel et sur les dispositifs mis en place dans les Alpes pour suivre l’évolution du permafrost, on s’intéressera à ses effets probables sur les parois de haute montagne.

Fig. 2.13 – Distribution des flux de chaleur sous conditions stables dans une arête idéalisée (Noetzli et al., 2007b). Distribution of heat fluxes in an idealized ridge with south and north facing slopes for steady state conditions.

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2.3.1 – Le réchauffement climatique planétaire et alpin

« Le réchauffement du système climatique est sans équivoque. On note déjà, à l’échelle du globe, une hausse des températures moyennes de l’atmosphère (fig. 2.14) et de l’océan, une fonte massive de la neige et de la glace et une élévation du niveau moyen de la mer » (GIEC, 2007). Selon le National Climatic Data Center les années 2005, 1998, 2003, 2002 et 2009 ont été les années les plus chaudes mesurées depuis 1880. Les températures de l’air ont ainsi augmenté presque partout dans le monde, quoique de manière plus sensible aux latitudes élevées de l’hémisphère Nord (GIEC, 2007) mais également aux altitudes élevées de ce même hémisphère, en particulier dans les Alpes (Beniston, 2003, 2005 ; fig. 2.14). Depuis la fin du PAG, malgré un refroidissement à la fin des années 1930 puis pendant les décennies 1960 et 1970 (Beniston et al., 1994 ; Beniston et Rebetez, 1996), la MAAT dans les Alpes a ainsi augmenté de plus de 1.5°C de 1906 à 2005 (Beniston, 2005) − alors que celle de la Terre n’a augmenté que de c. 0.74 °C pendant la même période (fig. 2.14). On note ainsi généralement le caractère amplificateur de la montagne – et notamment des Alpes – par rapport au réchauffement climatique global (Delannoy et al., 2010). Selon le GIEC (2007), l’essentiel de l’élévation de la température moyenne du globe observée depuis le milieu du XXe siècle est très probablement attribuable à la hausse des concentrations de gaz à effet de serre (GES) anthropiques qui modifie le bilan énergétique du système climatique. Les émissions mondiales de GES imputables aux activités humaines ont augmenté de 70 % entre 1970 et 2004, et les concentrations atmosphériques de CO2, de CH4 et de N2O sont actuellement bien supérieures aux valeurs mesurées dans les carottes de glace (fig. 2.15) pour les 650 000 dernières années. Il est par conséquent très probable que le réchauffement d’origine anthropique survenu ces dernières décennies a joué un rôle « notable » à l’échelle du globe dans l’évolution observée de nombreux systèmes physiques (GIEC, 2007). Compte tenu du fait que l’évolution des températures soit assez fortement liée aux émissions anthropiques de GES et qu’il est possible d’effectuer des projections concernant les émissions futures de ces gaz, il devient envisageable de proposer des scenarii climatiques pour le XXIe siècle (fig. 2.16), avec des changements qui seront plus importants que ceux observés durant le XXe siècle. Les différents scenarii prévoient en effet une augmentation moyenne des MAAT comprise entre 1.8°C et 4.0°C pour la fin du XXIe siècle (GIEC, 2007). Dans les Alpes, l’augmentation moyenne pourrait être de 4 à 5°C, avec des températures estivales extrêmes pouvant dépasser de 6 à 8°C celles actuelles (Beniston, 2003). L’été 2003, qui a été le plus chaud jamais enregistré en Europe depuis les première mesures systématiques (Schar et al., 2004 ; Zappa et Kan, 2007), offre un aperçu du type d’été qui pourrait assez régulièrement affecter les Alpes vers la fin du siècle, avec un nombre de jours caniculaires multiplié par 5 d’ici 2070-2100 (Beniston, 2004). Dans le même temps, la température moyenne hivernale devrait continuer à augmenter (Beniston et al., 1997 ; Beniston, 2005). De plus, comme cela a déjà commencé à être observé (Beniston et al., 1994 ; Baeriswyl et Rebetez, 1996 ; Weber et al., 1994, 1997), le réchauffement devrait conduire à une hausse du nombre de jours à températures extrêmement hautes, y compris en altitude (Beniston et al., 1997 ; Jungo et Beniston, 2001), et une baisse du nombre de jours à températures extrêmement basses. Tous ces éléments font des Alpes une région particulièrement sensible au réchauffement climatique (Beniston et Haeberli, 2001 ; Beniston, 2003, 2006, 2007).


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Fig. 2.15 – Concentrations atmosphériques de CO2, de CH4 et de N2O durant les 10 000 dernières années – depuis 1750 en médaillon (GIEC, 2007). Les mesures proviennent de carottes de glace et d’échantillons atmosphériques. Les forçages radiatifs correspondants par rapport à 1750 sont indiqués sur l’axe à droite des grands graphiques. Atmospheric concentrations of CO2, CH4 and N2O over the last 10,000 years and since 1750. Measurements are shown from ice cores and atmospheric samples. The corresponding radiative forcings relative to 1750 are shown on the right hand axes of the large panels.

Fig. 2.14 – Evolution de l’écart des MAAT par rapport à la moyenne de la période 1961-1990. A : évolution de l’anomalie à la surface du globe et dans les Alpes pour les cinq derniers siècles. B : évolution de l’écart dans l’hémisphère nord et dans les Alpes pour la période récente. Evolution of the anomaly in MAAT in comparison to the period 1961-1990. A: evolution of the anomaly at the Earth's surface and in the Alps for the last five centuries. B: evolution of this same anomaly in the Northern hemisphere and in the Alps for the recent period.

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Fig. 2.16 – Scénarii d’émissions de GES pour la période 2000-2100 (en l’absence de politiques climatiques additionnelles) et projections relatives aux températures en surface (GIEC, 2007). Scenarii for GHG emissions from 2000 to 2100 (in the absence of additional climate policies) and projections of surface temperatures.

2.3.2 – Suivi du permafrost alpin

Différents auteurs (Matsuoka, 2006 ; Kääb et al., 2007) ont souligné le fait que l’importance du réchauffement climatique actuel nécessitait un suivi du permafrost à long terme. La variété des paramètres mesurables au niveau du permafrost (e.g. température de surface, en profondeur et au toit du permafrost, épaisseur de la couche active, etc.) fait que les mesures au sein de forages sont les mieux adaptées à ce suivi même s’il est possible de suivre certains paramètres du permafrost de manière diachronique à l’aide d’autres moyens tels que la méthode BTS (Delaloye et al., 2003 ; Bodin, 2007), les méthodes géophysiques (en particulier l’ERT pour le suivi du contenu en glace, et le GPR pour l’épaisseur de la couche active ; Hauck, 2002 ; Noetzli et al., 2008 ; Krautblatter, 2009), ou encore la mesure des températures de surface (cf. : § 2.2.1). Depuis 1999, l’International Permafrost Association (IPA) anime le GTN-P qui coordonne les différentes initiatives de suivi à long terme du permafrost (Burgess et al., 2000). Dans les Alpes, les premières mesures en continu dans des forages ont débuté dès 1987 sur le glacier rocheux suisse de Murtèl-Corvatsch (Vonder Mühll et Haeberli, 1990 ; Hoelzle et al., 2002 ; Haeberli et al., 1993). Puis le réseau PACE (Harris et al., 2001b, 2003) a réalisé dans les Alpes des forages dans le bedrock au Schilthorn (Vonder Mühll et al., 2000 ; Harris et al., 2001a, 2003 ; Harris et Isaksen, 2008) et au Stockhorn en Suisse (Gruber et al., 2004c), et au col du Stelvio en Italie (Guglielmin et al., 2001). Au Schilthorn, un forage supplémentaire oblique de 100 m de profondeur a été réalisé afin d’étudier l’influence de la topographie sur le régime thermique du permafrost (Vonder Mühll et al., 2004). Le réseau GTN-P a récemment été complété par d’autres forages dans les Alpes dont cinq en France (deux aux Deux-Alpes, dans les Ecrins, et trois à l’Aiguille du Midi dans le cadre du projet PermaNET).

2.3.3 – Conséquences du réchauffement climatique sur le permafrost alpin et de paroi

À ses limites, le « système permafrost » est soumis à deux principaux flux thermiques : l’un relativement faible mais constant dans l’espace et dans le temps (le flux géothermique) ; l’autre beaucoup plus intense et variable en fonction des saisons et des années, composé des


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différentes radiations solaires et des flux de chaleur sensible et latente. Le réchauffement climatique actuel tend à intensifier les échanges thermiques liés à ce dernier flux, ce qui a pour conséquence une dégradation du permafrost selon trois modalités principales (Marchenko et al., 2007) successives ou concomitantes (Bodin, 2007) :

(i) réchauffement de la couche de subsurface et approfondissement de la couche active ; (ii) réchauffement du corps du permafrost, avec formation éventuelle de taliks ; (iii) remontée en altitude des isothermes et donc de la limite inférieure du permafrost.

Le temps de réponse du permafrost dépend principalement de la conductivité thermique de la roche, du contenu en glace et de son épaisseur. L’évolution de l’épaisseur de la couche active est le paramètre le plus mesuré. Elle varie fortement d’un forage à l’autre (fig. 2.17) en fonction de la topographie et des caractéristiques du terrain, comme le montre la réponse très variable à l’été caniculaire de 2003. Sur le glacier rocheux de Murtèl-Corvatsch, l’épaisseur de la couche active est relativement constante (3.1 à 3.5 m), même pour 2003, avec tout de même une légère tendance à l’approfondissement, ce qui s’explique par la richesse en glace du glacier rocheux. En comparaison, les forages suisses du Stockhorn et du Schilthorn ont permis de mesurer d’importants approfondissements de la couche active en 2003 (fig. 2.17) : au Schilthorn, sa profondeur a été deux fois supérieure à la moyenne des années précédentes ; au Stockhorn, elle s’est approfondie de l’ordre de 30 % (Harris et al., 2009), indiquant une forte pénétration de chaleur par conduction et probablement par advection en lien avec des circulations d’eau (Gruber et al., 2004b). Si une remontée de la limite inférieure du permafrost alpin est admise, peu de publications la mettent en avant. Dans le Khumbu Himal, Fukui et al. (2007) ont toutefois indiqué que cette limite est passée de 5200-5300 m en face sud en 1973 (Fujii et Higuchi, 1976) à 5400-5500 m en 2004 pour la même orientation. Dans les Alpes, des travaux de modélisation de l’évolution du permafrost montrent clairement une évolution des températures de surface qui se traduit par une remontée des isothermes le long des versants en contexte de réchauffement climatique (Noetzli et al., 2007 ; Salzmann et al., 2007a, 2007b ; Noetzli et Gruber, 2009). Ces travaux montrent également un relèvement de la base du permafrost et une hausse générale des températures du permafrost (fig. 2.18). Cela est corroboré par les températures mesurées en profondeur, comme sur le glacier rocheux de Murtèl-Corvatsch où les températures sont mesurées jusqu’à 58 m de

profondeur. Entre 1987 et 2005, le réchauffement du permafrost a été d’environ 0.5°C à 12 m de profondeur et de 0.3°C à 22 m. A 22 m en 2005, la température moyenne a été -1.3°C, soit la température la plus haute depuis les premières mesures datant de 1987 (Harris et al., 2009).

Fig. 2.17 – Epaisseurs maximales de la couche active pour trois forages des Alpes suisses (données : Noetzli et al., 2009 et 2010). Maximum active layer thickness for four boreholes in the Swiss Alps.

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Fig. 2.18 – Températures de subsurface dans une arête à faces nord et sud (A, B et C) et dans une arête à faces est et ouest (D, E et F), dans des conditions stables (A et D), après un siècle (B et D) puis deux siècles (C et F) de réchauffement à +3.5°C en face nord, +3.0°C en face est et ouest et +2.5°C en face sud (Noetzli et al., 2007). Evolution of subsurface temperatures in a ridge with a south and a north slope (A, B and C) and an east and a west slope (D, E and F) for steady state (A and D) and after a time period of 100 (B and E) and 200 years (C et F) with a warming of +3.5°C for north slopes, +3.0°C for east and west slopes, and +2.5°C for south slopes, over a time period of 100 years. 2.4 – Liens théoriques entre écroulements et réchauffement climatique via la dégradation du permafrost

La dégradation du permafrost est considérée comme un mécanisme important intervenant dans la stabilité des parois rocheuses (Gruber et Haeberli, 2007). Notre approche se base sur une série d’observations faites principalement dans les Alpes et sur des processus physiques qui sont développés dans cette partie. L’une des principales difficultés réside dans la confrontation des observations avec des processus physiques le plus généralement mis en évidence en laboratoire seulement.

2.4.1 – Observations récentes d’écroulements rocheux en contexte de permafrost

Sans être très nombreux, les travaux sur les écroulements issus des parois rocheuses à permafrost permettent d’apprécier un large panel d’événements. Le secteur des Alpes pour lequel les grands écroulements sont les mieux documentés est sans conteste le versant italien du massif du Mont Blanc (voir § 3.3). Porter et Orombelli (1980), Orombelli et Porter (1981), Dutto et Mortara (1991), Barla et al. (2000) ainsi que Deline (2002, 2009) ont dressé un panorama complet des grands écroulements rocheux de ce secteur. Dramis et al. (1995) ont étudié le grand glissement rocheux du Val Pola (Italie) de juin 1987 (Costa J.E., 1991 ; Huber A., 1992 ; Crosta et al., 2004). Les conditions périglaciaires qui prévalaient lors de cet événement, démontrées par la présence de glaciers rocheux, atteste du rôle probable du permafrost dans l'instabilité. Noetzli et al. (2003) ont procédé à une étude systématique de 20 grands écroulements alpins (tab. 2.4) dans le but de disposer d’informations sur les conditions thermiques et topographiques dans lesquelles se sont développées ces instabilités. Les résultats, confirmés par Fischer (2009),


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indiquent que le facteur permafrost est probablement déterminant pour une large part des événements documentés. Assez curieusement, l’intense activité géomorphologique qui a affecté les parois rocheuses de haute montagne dans les Alpes durant l’été caniculaire 2003 a donné lieu à un nombre limité de publications. A notre connaissance, seuls Keller (2003), Schiermeier (2003) et Vonder Mühll et al. (2007) ont fait état d’un nombre d’écroulements particulièrement important cet été-là et l’ont relié à une probable dégradation accélérée du permafrost. Gruber et al. (2004a) ont présenté une simulation de la distribution et de la dégradation du permafrost de paroi pour l’été 2003 et en ont déduit que l’intense activité était certainement liée à une réaction thermique rapide de la subsurface du fait de la canicule, causant des ruptures au niveau des fractures remplies de glace. Dans la face est du Mont Rose (Italie) enfin, Fischer et al. (2006) ont noté que l’accélération du retrait de la couverture glacio-nivale a conduit à une recrudescence d’écroulements rocheux. Ces dernières années, d’autres écroulements importants ont continué d’affecter les parois à permafrost des Alpes. Les exemples les plus marquants sont l’écroulement des Drus de 2005 sur le versant français du massif du Mont Blanc et les écroulements des Dents du Midi et des Dents Blanches (ph. 2.3) de 2006 en Suisse. Des écroulements extra-alpins de grandes dimensions ont été présentés dans le premier chapitre (§ 1.1). On peut également citer les observations d’Evans et Clague (1988) et de Geertsema et al. (2006) en Amérique du Nord, d’Hewitt (1988) dans le Karakorum (Himalaya), ou de Cox et al. (2008), Cox et Allen (2009) et Allen et al. (2009) dans les Alpes néozélandaises (ph. 2.4). Gruber et Haeberli (2007) soulignent toutefois que pour aucun des événements alpins comme extra-alpins il est certain que le permafrost constitue le principal facteur de déclenchement, même s'il semble un facteur important dans nombre de cas.

N° Ecroulement Date Alt. (m) Orient. Volume

(× 106 m3) H

(m) L

(m) Gl. T (°C)

Pente (°) Référence

1 Triolet (It) 1717 3600 E 18 1860 7200 * -5.3 61 Porter et Orombelli, 1980 2 Fletschorn (S) 1901 3615 NE 0.8 2115 5500 * -9.7 48 Coaz, 1910 3 Brenva (It) 1920 4200 E 2.5 2750 5000 * -6.7 65 Deline, 2001 4 Felik (It) 1936 3585 SW 0.2 1250 3000 * -3.6 38 Dutto et Mortara, 1991 5 Jungfrau (S) 1937 3800 SE 0.15 435 1200 * -5.6 61 Alean, 1984 6 Cervin (It) 1943 4150 SE 0.24 1000 850 -9.3 75 Vanni, 1943 7 Miage I (It) 1945 3050 NE 0.3 730 1700 * -5.6 44 Deline, 2002 8 Luseney (It) 1952 3150 SW 1.0 1650 3800 * -1.2 38 Dutto et Mortara, 1991 9 Druesberg (S) 1987 2100 NW 0.07 300 700 2.0 56 Wegmann, 1995 10 Val Pola (It) 1987 2360 NE 34 1250 3470 1.8 30 Non publié 11 Tschierva (S) 1988 3280 SW 0.3 550 1000 * -1.4 52 Fischer, 2009 12 Piz Serscen (S) 1988 3750 SE ? 500 1250 * -4.1 63 Non publié 13 Randa (S) 1991 2300 SE 30 1020 1400 3.3 54 Schindler et al., 1993 14 Miage II (It) 1991 3000 NW 0.3 550 1100 * -5.0 53 Deline, 2002 15 Zuetribist. (S) 1996 2250 E 1.1 900 1250 0.3 74 Non publié 16 Brenva II (It) 1997 3725 SE 2.0 2285 5760 * -4.1 48 Deline, 2001 17 Mättenberg (S) 2000 2720 NW 0.1 800 1200 -1.5 42 Non publié 18 Zugspitze (Al.) 2001 2630 N 0.03 600 ? ? 60 Non publié 19 Monte Rosa (It) 2001 3100 E 0.005 700 1250 * -5.6 45 Noetzli et al., 2003 20 Gruben (S) 2002 3520 NW 1.0 530 1125 * -5.8 50 Noetzli et al., 2003

Tab. 2.4 – Paramètres des 20 écroulements retenus par Noetzli et al. (2003). L’altitude est celle du point le plus haut de la cicatrice d’arrachement; H: dénivelée depuis le sommet de la niche jusqu’au front du dépôt ; L : distance horizontale parcourue ; l’étoile dans la colonne Gl. indique si l’écroulement s’est développé dans un environnement glaciaire ; T : température de surface estimée grâce au modèle PERMAMAP ; pente : pente moyenne de la zone de départ. Parameters of the rockfalls studied by Noetzli et al. (2003). The altitude relates to the upper point of the scarp. H: the fall from the top of the scarp to the lowest point of the deposit; L: the corresponding horizontal travel distance; the star in column Gl. indicates events that occurred in a glacial environment; T: estimated surface temperatures determined by PERMAMAP; pente: mean slope of the starting zones.

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Ph. 2.3 – Secteur d’origine et dépôt de l’écroulement de plus de 1 × 106 m3 des Dents Blanches (Suisse) du 8 novembre 2006 (ph. D. Petley, juillet 2008). Scarp and deposit of the 1 × 106 m3 rockfall of Les Dents-Blanches of the 8 November 2006 (July 2008).

Ph. 2.4 – Cicatrices et dépôt sur le Muller Glacier des écroulements de 2003 (en jaune) et de janvier 2008 (en rouge) du Vampire (2645 m) dans les Alpes de Nouvelle-Zélande (ph. S. Cox, janvier 2008). Scarps and deposit on the Mueller Glacier of the rockfalls of 2003 (in yellow) and January 2008 (in red) of Vampire (2645m) in the Alps of New Zealand.


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2.4.2 – Processus physiques associés au déclenchement d’écroulements en lien avec la dégradation du permafrost

Si de nombreuses études ont traité du permafrost alpin (§ 2.2) et de son évolution avec le réchauffement climatique (§ 2.3.3), le lien entre ces deux composantes est encore peu exploré malgré quelques travaux traitant des effets mécaniques de l’évolution thermique de la glace dans les fractures (Davies et al., 2000, 2001 et 2003 ; Guenzel, 2008). Peu de travaux se sont intéressés à la manière (processus physiques) dont la dégradation de la glace présente dans les fractures peut être à l’origine du déclenchement d’écroulements. Les expériences réalisées par Mellor (1973) montrent une brutale augmentation de résistance des roches saturée en eau à la compression et surtout à la traction dès lors que l'eau interstitielle gèle (fig. 2.19). Ainsi, la résistance des roches à la traction s’accroîtrait de l’ordre de 300 % entre 0 et -5°C (Krautblatter, 2009). La présence de glace engendre en effet une cohésion au sein des discontinuités de la roche qui sinon n’existerait pas (Cruden, 2003). Ainsi, le dégel des roches a d’importantes conséquences sur la stabilité des parois et l’expression « ciment de glace » s’en trouve vérifiée.

Fig. 2.19 – Résistance à la traction (A) et à la compression uniaxiale (B) pour le granite de Barre sec (en rouge) et saturé en eau (en bleu) (Mellor, 1973). Tensile (A) and uniaxial compressive (B) strength of dry (in red) and water-satured (in blue) Barre granite. Le premier mécanisme permettant de comprendre le lien entre réchauffement climatique et déstabilisation – et par extension les résultats de Mellor (1973) – est une réduction de la résistance au cisaillement et à la traction de la glace avec son réchauffement (Bommer et al., 2010). Comme tout solide auquel est appliqué un effort mécanique, la glace se déforme (fluage). Mais si la contrainte est trop forte, la déformation peut conduire à une rupture (fig. 2.20). La résistance de la glace est généralement plus haute à basses températures et s’abaisse à mesure que la température se rapproche du point de fusion (Fish et Zaretsky, 1997). Cela a été montré par des expériences en centrifugeuse (Davies et al., 2001), où un minimum de résistance a été observé entre -1.5 et 0°C (fig. 2.21). A ces températures, les discontinuités remplies de glace seraient même moins résistantes que remplies d'eau liquide. La pression hydraulique, les conditions de formation, la taille des cristaux, les impuretés, ou encore l’inclusion de matériaux fins peuvent d’autre part fortement affecter la résistance de la glace (Gruber et Haeberli, 2007). Cela engendre une réponse complexe de la glace interstitielle face au réchauffement. Krautblatter (2009) a proposé une approche complémentaire en montrant que le réchauffement des roches saturées en eau entre -5 et 0°C impliquait une réduction des frottements le long des fractures et de la résistance des ponts rocheux d'où la création de nouveaux plans de cisaillement favorables aux instabilités.

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Fig. 2.20 – Evolution des propriétés de la glace en fonction des contraintes qui lui sont appliquées (Sanderson, 1988 modifié). Stress-dependent evolution of ice-mechanical properties.

Fig. 2.21 – Evolution du coefficient de sécurité avec la température de la glace présente dans une fracture (angle de pente: 70 °, l'inclinaison de la fracture : 40 °) d’après les travaux de Davies et al., 2001. Changes in factor of safety with the temperature of ice in a joint (slope angle: 70°, inclination of the discontinuity: 40°) based on the work of Davies et al., 2001. La déformation ne se produit pas uniquement à l’intérieur du corps de glace. Elle peut également se produire le long du contact roche-glace par le biais d’une perte de liaison. Cette liaison est le résultat de la combinaison d’un emboitement glace/roche à grande échelle (Davies et al., 2001) et d’une adhérence glace-roche (Ryzhkin et Petrenko, 1997). Cette adhérence est liée à trois principaux mécanismes (Ryzhkin et Petrenko, 1997 ; Petrenko, 2003): (i) des interactions électrostatiques entre la charge électrique à la surface de la glace et la charge induite sur la roche, (ii) des liaisons hydrogène entre les molécules d'eau et les atomes de la roche, et (iii) des forces de dispersion. Deux autres mécanismes liés à la présence de glace peuvent conduire à l’écroulement. La glace présente au niveau du permafrost (s.s.) ou de la couche active permet en effet d’intenses processus d'altération (Murton et al., 2000 ; Matsuoka, 2008). Le premier mécanisme correspond à l’accroissement du volume de l’eau de 9 % lors de la congélation (Radd et Oertle, 1973 ; McGreevy et Whalley, 1982 ; Hallet, 1983 ; Tharp, 1987 ; Matsuoka, 1995). La pression qui peut être exercée sur les surfaces confinées est proportionnelle à la baisse de la température sous le point de fusion et peut théoriquement atteindre 207 MPa si l’eau remplie complètement les espaces et si la température s’abaisse jusqu’à -22°C. Pour que ce mécanisme soit efficace, un élément déterminant est le degré de saturation en eau de la roche (coefficient de saturation) :


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Chapitre 2

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pour un espace confiné remplie à moins de 91% d’eau, le gel se produit sans exercer de pressions destructrices car la glace remplit alors progressivement les espaces restés vides (Prick, 1999). Aussi, un mécanisme de transport de l’eau vers le secteur confiné à températures froides est nécessaire pour affecter la stabilité des parois rocheuses (Gruber et Haeberli, 2007). Le second mécanisme, la ségrégation de la glace, renvoie également à une question de pression au sein des fractures mais sans rapport avec l’accroissement de volume durant le changement de phase. Ce phénomène, décrit par Taber (1929), est engendré par un mouvement de l’eau à l’état liquide vers le front de gel. Différents travaux ont établi le rôle de ce mécanisme dans la rupture des roches (Hallet, 1983 ; Walder et Hallet, 1985, 1986). Il se produit généralement à proximité de la surface, où les gradients thermiques sont les plus forts. Néanmoins, de faibles gradients thermiques et de longues durées de gel peuvent permettre d’accroitre l’importance de la ségrégation de la glace par rapport à l’accroissement de volume (Powers et Helmuth, 1953 ; Walder et Hallet, 1985). Rempel et al. (2004) ont montré que la pression est gouvernée par la baisse de la température sous le point de fusion, même en l’absence d’un gradient thermique. La lente ségrégation de la glace est ainsi possible en profondeur, dans des roches compactes, et la vitesse de soulèvement est limitée par l’apport en eau liquide à travers la roche gelée (Gruber et Haeberli, 2007). La ségrégation de la glace peut affecter la stabilité des parois rocheuses à permafrost soit par un lent élargissement des fractures (Hallet et al., 1991), préparant d’éventuelles ruptures lors de la dégradation de la glace, soit par une expansion des fractures (Tharp, 1987), réduisant la stabilité du secteur considéré par création de nouveaux plans de glissement (Murton et al., 2006). Dans l’état actuel des connaissances, le dernier mécanisme permettant de relier l’évolution du permafrost et les instabilités de paroi est la hausse des pressions hydrauliques (ou pressions hydrostatiques) dans les anfractuosités de la roche, gouvernées par la hauteur d’eau dans les zones saturées interconnectées (Gruber et Haeberli, 2007). Cette pression affecte la résistance des roches depuis l’échelle du pore (Atkinson, 1984) jusqu’à celle de la paroi rocheuse toute entière (Fischer et al., 2006 ; Fischer, 2009). Différentes études ont souligné son rôle dans les instabilités de paroi (Haeberli et al., 1997 ; Haeberli et al., 2004 ; Haeberli, 2005 ; Gruber et Haeberli, 2007 ; Huggel et al., 2008) en réduisant les contraintes effectives dans les fractures (Gallart et Clotet, 1988 ; Sandersen et al., 1996). La fusion de la glace du permafrost, qui s’accompagne d’une relâche d’eau liquide, peut ainsi participer activement à ce mécanisme. D’autre part, la fusion d’un volume de glace interstitielle permet à la circulation de l’eau d’affecter de nouveaux secteurs. A l’inverse, les pressions hydrauliques liées à l’imperméabilisation des roches par la glace peut jouer un rôle important dans la déstabilisation des parois rocheuses comme cela a été souligné par Terzaghi (1962) et confirmé par la modélisation hydromécanique de l’écroulement de Tschierva (0.3 × 106 m3) de 1988 en Suisse (Fischer et Huggel, 2008 ; Fischer, 2009). Enfin, la glace saisonnière ou pérenne peut constituer un aquiclude (secteur imperméable) et favoriser de plus hautes pression hydrauliques (Gruber et Haeberli, 2007). En modifiant les propriétés thermiques, hydrauliques et mécaniques des volumes rocheux, la glace affecterait donc d’autant mieux la stabilité des parois rocheuses de haute montagne que l’évolution actuelle des températures semble remettre en question ses propriétés stabilisatrices.

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Conclusion du Chapitre 2

Le permafrost est un phénomène thermique très présent en haute montagne. Bien que plusieurs méthodes de détection existent, sa distribution reste délicate à appréhender compte tenu de sa grande variabilité spatiale, et ce malgré des modèles de distribution des températures en surface et en profondeur en constante amélioration. Actuellement, le réchauffement climatique tend à intensifier les échanges thermiques avec et dans le permafrost, ce qui entraîne sa dégradation. Par l’approfondissement de la couche active, le réchauffement général du permafrost et la remontée altitudinale de sa limite inférieure, cette dégradation peut être à l’origine d’instabilités dans les parois rocheuses. Cette hypothèse repose sur une série d’observations d’écroulements et sur la compréhension de processus physiques dans les fractures remplies de glace – une présence de glace attestée par de nombreux témoignages. Pour vérifier l’hypothèse du lien entre réchauffement climatique et écroulements rocheux et préciser le rôle de la dégradation du permafrost, des inventaires d’écroulements ont été réalisés et analysés dans le massif du Mont Blanc. Le Chapitre 3 s’attache à montrer en quoi ce massif constitue un site d’étude remarquable à ces fins.

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The Mont Blanc massif: a remarkable study site

The Mont Blanc massif, the highest one of Western Europe, develops its 550 km2 on the outer margin of the Western Alps (fig. 3.1). 25 % of its surface is covered by glaciers (140 km²; ph. 3.1) and permafrost affects on a large part of its surface. The glacial imprint is ubiquitous (fig. 3.2). Another key feature of the massif is the topographic asymmetry between its NW and SE sides (fig. 3.3; ph. 3.2). On the Italian side, the massif looks like a single steep rockwall with a slight glacial cover; whereas on the French side, wide glaciers (3/4 of the glacial area of the massif) reach the main valley.

Research on the rockfall triggering factors often implies climatic considerations. Most of the atmospheric depressions reaching the Mont Blanc massif come from the West, so that it may rain abundantly on the French side, while a hot and dry foehn blows on the Italian valleys. The opposite situation occurs when a depression comes from the South. On both sides, the continental climate of the North and the East brings a cold and dry air. The great spatial variability in precipitation prohibits any extrapolation and it is impossible to define an altitudinal precipitation gradient in the massif. The altitudinal temperature gradient varies greatly depending on air mass, but it usually ranges between 0.5 to 1°C/100 m (fig. 3.5).

From a geological perspective, almost all of the Mont Blanc rocks are crystalline rocks (fig. 3.6): the late-Hercynian granite of the Mont Blanc being intrusive in a Hercynian metamorphic series. These rocks show evidence of a multiphase geological history, which generated shear zones and fractures that are important to define in order to discuss their importance in triggering rockfalls. The large-scale deformation that affects the Mont Blanc granite corresponds to faults and shear zones (fig. 3.7). Several tectonic directions are superimposed in the Mont Blanc massif: Hercynian structures oriented mainly N-S to N 25°E and Alpine structures oriented N 45°E to N 60°E. They are highlighted by mylonitic zones – areas of weakness – more or less significant and continuous, which are of great importance for the morphology of the massif (ph 3.4). At the outcrop-scale, the deformation corresponds mainly to fracture joints. If the orientation of the principal joint families follows the one of the faults, all orientations, angles and shapes can be determined. Furthermore, the density of joints (ph. 3.5) partly explains the dimensions of the rockfalls.

Fractures and slopes steepness make the Mont Blanc massif conducive to mass movements. It is therefore an ideal site to study rock instabilities and the role of permafrost as a triggering factor, especially considering that large rock-avalanches occurred in the massif in the past. Indeed, in 1717 a large rock-avalanche occurred on the Triolet glacier, involving a collapsed volume estimated at ~ 8.5 × 106 m3, which was dispersed over 2.9 km2 (fig. 3.8-9). More recently, the Brenva glacier experienced two major rock-avalanches (fig. 3.10-11): the Grand Pilier d’Angle in 1920 (~ 3 × 106 m3; ph. 3.6) and the Eperon de la Brenva in 1997 (2 × 106 m3; ph. 3.7-8).

These few examples suggest that rockfalls/rock-avalanches play a major role in the morphodynamics of the Mont Blanc massif. Part 2 of this manuscript will present the methods implemented to document and analyze rockfalls in the Mont Blanc massif. Among these methods, the identification of historical rockfalls and the high-resolution monitoring of current geomorphic activity require a good selection of the rockwalls studied, which are presented in figures 3.12 to 3.15, photographs 3.12 to 3.9 and table 3.1.

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Chapitre 3

Le massif du Mont Blanc, un site d’étude remarquable

Le massif du Mont Blanc, plus haut massif d’Europe occidentale, se caractérise par un englacement relativement important (ph. 3.1) et un permafrost sur l’essentiel de sa surface. L’assise géologique et la raideur de ses versants rendent ce massif propice aux mouvements de masse. Il constitue un terrain de recherche idéal pour l’étude des instabilités rocheuses et du rôle du permafrost dans leur déclenchement. Après une présentation des principales caractéristiques du massif du Mont Blanc, nous aborderons les principaux écroulements qui l’ont affecté ces derniers siècles, et nous présenterons les principaux secteurs d’étude.

Ph. 3.1 – Le Mont Blanc vu depuis l'Aiguille du Midi (ph. N. Sanchez). Au premier plan : arête des Cosmiques et terrasse San Remo de l’Aiguille du Midi. Arrière-plan : panorama depuis le Mont Blanc du Tacul jusqu’à l’Aiguille du Goûter. The Mont Blanc seen from the Aiguille du Midi. Foreground: Cosmiques ridge and San Remo terrace of the Aiguille du Midi. Background: panorama of the Mont Blanc du Tacul to the Aiguille du Goûter. 3.1 – Un massif emblématique de la de haute montagne

Le massif du Mont Blanc se situe sur la marge externe occidentale de la chaîne alpine (fig. 3.1). Avec ses 550 km2 environ (40 × 14 km en moyenne), sa superficie est relativement restreinte mais il s’étend sur trois pays : France (départements de la Haute-Savoie et de la Savoie), Italie (région Vallée d'Aoste) et Suisse (canton du Valais). Ce massif est bordé par la profonde vallée de l’Arve au NW, par le Val Veny et le Val Ferret italien au SE, par le Val Montjoie et la vallée des Glaciers au sud et par la vallée de l’Eau Noire et le Val Ferret suisse au nord. Cette section a pour objet de détailler les caractéristiques de ce massif qu’il importe de prendre en considération pour comprendre le déclenchement des écroulements rocheux qui l’affectent.

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Fig. 3.1 – Le massif du Mont Blanc (images Google Earth). 1 : secteur des Drus ; 2 : secteur des Aiguilles de Chamonix ; 3 : secteur du haut bassin du Géant ; 4 : secteur de Peuterey. The Mont Blanc massif.

3.1.1 – Une haute montagne très englacée Le Mont Blanc (Monte Bianco en italien) constitue le point culminant des Alpes.

Avec ses 4810 m, il est souvent associé au Toit de l’Europe alors qu’il n’est que le sixième sur le plan continental en considérant les montagnes du Caucase dont l'Elbrouz (5642 m). Le sommet est constitué d’une micro-calotte glaciaire ; le sommet rocheux, décalé d’une quarantaine de mètre à l'ouest par rapport au sommet topographique, a une altitude de 4792 m (Vincent, 2004). Il s'élève dans la partie centrale de la moitié SW du massif (fig. 3.1). Un grand nombre des sommets et faces granitiques du massif du Mont Blanc se dressent bien au-delà de 3000 m. La ligne de partage des eaux entre les bassins du Rhône et du Pô passe le long d’une crête de 35 km située constamment au-dessus 3300 m, dépassant localement 4000 m d'altitude. Le massif du Mont Blanc se caractérise par un englacement sur environ 25 % de sa surface (140 km² de glaciers). Douze de ces glaciers ont une surface égale ou supérieure à 5 km². Les plus grands étant le glacier d’Argentière, le glacier des Bossons, la Mer de Glace et le glacier de Tré-la-Tête sur le versant français, le glacier du Miage sur le versant italien. Le bassin d’accumulation de certains de ces glaciers culmine au-dessus de 4000 m d’altitude. Le front de ces derniers peut ainsi atteindre des altitudes très basses. Les glaciers des Bossons (~ 1500 m) et de la Brenva (~ 1400 m), deux glaciers alimentés par la micro-calotte glaciaire du Mont Blanc, ont ainsi les fronts les plus bas des Alpes. Les glaciers du massif du Mont Blanc sont de plusieurs types (Deline, 2002) : • les parois très raides accueillent souvent (en particulier les faces nord) une couverture glacio-nivale plus ou moins épaisse séparée des glaciers en contrebas par une rimaye (Galibert, 1965) ; c’est le cas par exemple des faces NW et est de l’Aiguille Verte (4122 m), des faces nord des Droite (4000 m), des Courtes (3856 m), ou de l’Aiguille du Triolet (3870 m) ; • une large part de l’englacement du massif correspond à des glaciers de versants, aux formes et aux dimensions variées. Ce sont (i) des glaciers de paroi (faces nord de l’Aiguille d’Argentière, 4000 m ; de l’Aiguille de Bionnassay, 4052 m ; ou des Dômes de Miage, 3673 m), parfois suspendu (faces nord de l’Aiguille du Midi, 3842 m ; de l’Aiguille du Plan, 3673 m ; de

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l’Aiguille du Tacul, 3444 m ; ou de l’Aiguille de Rochefort, 3933 m) ; (ii) des glaciers de cirque, comme celui de Toule ; (iii) des glacier implantés dans des auges profondes et en pente raide comme celui du Breuillat ; et (iv) des glaciers de versant à bassin composé, comme celui de Frébouze ou de la Lex Blanche ; • quelques glaciers du massif répondent à la définition de glacier de vallée, avec généralement plusieurs bassins composés ; c’est le cas par exemple de la Mer de Glace, du glacier d’Argentière ou de celui du Miage ; • enfin, quelques rares micro-calottes glaciaires existent, là encore de tailles variables, des plus grandes au Mont Blanc (4810 m) et au Dôme du Gouter (4304 m) à la petite de l’Aiguille Verte (4122 m). Au-delà de l’englacement important qui persiste encore aujourd’hui, la géomorphologie du massif du Mont Blanc est très fortement marquée par les héritages glaciaires. Cela va des hautes moraines du PAG aux roches moutonnées issues des grandes glaciations. La dernière d’entre elles, celle du Würm (70 000 à 12 000 BP) a vu les glaciers alpins s’étendre par exemple jusqu’à 20 km de l’actuelle position de la ville de Lyon. Coutterand et Buoncristiani (2006) ont reconstitué la surface des glaciers du Mont Blanc à partir de la cartographie des trimlines (fig. 3.2), les secteurs de transition entre la partie inférieure d’un versant affectée par les processus d’érosion glaciaire et sa partie supérieure de ce versant présentant une forte rugosité (Thorp, 1981). Les dimensions passées des glaciers, au Würm comme au PAG, et tout particulièrement leur épaisseur, sont importantes pour apprécier le rôle de la décompression post-glaciaire dans le déclenchement des écroulements.

3.1.2 – La forte dissymétrie du massif

Une des caractéristiques fondamentales du massif du Mont Blanc est la dissymétrie entre ses versants NW et SE (ph. 3.2). La ligne de crête principale, arquée (fig. 3.3), est très décalée vers le SE. Cette dissymétrie est maximale dans le secteur des Grandes Jorasses. La Pointe

Fig. 3.2 – L’englacement de la région du Mont Blanc au maximum du Würm (A) ; équidistance des courbes de niveau : 100 m (Coutterand et Jouty, 2009 modifié). B : trimline würmienne (en rouge) au niveau de la Fenêtre de Trélaporte (2523 m), et moraine du PAG (en jaune). Glaciers of the Mont Blanc area during the Würm maximum (A); equidistance of the curves: 100 m. B: würmian trimline (in red) in the Fenêtre de Trélaporte area (2523 m a.s.l.), and the LIA moraine (in yellow).


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Walker (4208 m) est ainsi à une distance horizontale de 12 km de l’Arve (à 1060 m d’altitude) et à 3 km de la Doire (à 1640 m d’altitude). Le versant français est donc beaucoup plus long que son homologue italien, avec une dénivelée de 3150 m tandis que celle du versant italien est de 2570 m, ce qui correspond respectivement à des angles de pente moyens de 14.7 et 40.6°, faisant du versant italien un versant beaucoup plus raide. Cette dissymétrie est sensiblement identique pour le profil passant par le Mont Dolent (3823 m ; fig. 3.3). Elle s’atténue aux deux extrémités du massif. Vers le nord, au-delà du Mont Dolent, la ligne de crête s’infléchit jusqu’à l’Aiguille du Tour (3544 m). La superficie des deux versants s’équilibre au-delà du plateau de l’Aiguille du Chardonnet (3824 m). Vers le sud, l’inflexion commence avec la Tour Ronde (3792 m). D’autre part, la dissymétrie des versants est localement atténuée voire bouleversée par des ensembles tels que les Aiguilles de Chamonix, qui dominent la ville de Chamonix plus abruptement encore que l’Aiguille de Toule le hameau d’Entrèves à Courmayeur (fig. 3.3).

Ph. 3.2 – Les versants contrastés du massif du Mont Blanc. A : pentes relativement douces et très englacées du versant français. B : pentes très raides et peu englacés du versant italien. Contrasted sides of the Mont Blanc massif. A: relatively gentle and very glacierized slopes of the French side. B: very steep and little glacierized slopes of the Italian side.

Fig. 3.3 – La dissymétrie des versants du massif du Mont Blanc. A gauche : la partie centrale du massif avec la position des profils (image Google Earth) ; en rouge : ligne de crête principale, fortement arquée. A droite : mise en évidence de la dissymétrie des versants localement atténuée par des ensembles tels que les Aiguilles de Chamonix (profil jaune). The asymmetry of the sides of the Mont-Blanc massif. Left: the central part of the massif with position of profiles, in red: main ridge, strongly curved. Right: demonstration of the asymmetry of the sides locally attenuated by groups of peaks such as the Aiguilles de Chamonix (yellow profile).

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Côté italien, le massif prend donc l’aspect d’une véritable muraille, alors que du côté français d’amples bassins englacés descendent vers la vallée principale (Bozonnet et al., 1983 ; ph. 3.2). Le contraste topographique est renforcé par la part différente des parois rocheuses subverticales sur les deux versants : sur le versant SE, le moindre englacement explique une proportion relativement élevée de parois rocheuses, quand la grande extension du versant NW explique qu’il contienne les trois quarts des surfaces englacées du massif (Vivian, 1975). Le versant français compte ainsi six des huit plus grands glaciers du massif. Outre la topographie, deux autres facteurs concourent à l’englacement supérieur du versant français : (i) une exposition moindre au rayonnement solaire (ubac), et (ii) une exposition privilégiée aux flux d’ouest, avec des précipitations plus élevées. Le relief et l’englacement dissymétriques expliquent que la conquête du Mont Blanc se soit faite par le côté chamoniard, l’accès étant plus aisé (Bozonnet et al., 1983).

3.1.3 – Aspects climatologiques d’un massif de haute montagne de la zone tempérée

La recherche des facteurs de déclenchement d’un écroulement rocheux conduit souvent à s’intéresser aux conditions climatiques du moment ou de la période qui précède les événements (i.e. Frayssines, 2005). Aussi est-il nécessaire d’aborder les principaux aspects de la climatologie du massif. La majorité des perturbations qui affectent le massif est originaire de l’Atlantique (situations d’ouest à NW). Quand elles parviennent jusqu’au massif du Mont Blanc, les masses d’air sont bloquées et arrosent durablement le versant au vent (français), tandis qu’un foehn sec et chaud souffle sur le Val d’Aoste. La situation inverse se produit lors des flux de S à SW. Il est alors possible de quitter un Val d’Aoste sous une pluie battante, pour sortir du tunnel du Mont Blanc sous un ciel à peine nuageux. De part et d’autre du massif, les situations continentales de nord et d’est apportent en revanche un air généralement sec et froid. Mais il reste toutefois délicat de caractériser le climat du Mont Blanc puisque les effets locaux sont essentiels (phénomènes de convection, de brises de pente et d’inversion thermique). Le climat du massif est mieux connu dans les vallées qu’au sein du massif lui-même (fig. 3.4). A Chamonix, la température moyenne annuelle est de +7.2°C (minimum en janvier : -2.2°C ; maximum en juillet : +16.3°C) et il y tombe en moyenne chaque année 1288 mm de précipitations (minimum en février : 86 mm ; maximum en août : 123 mm). A Courmayeur, le climat est plus chaud et sec, du fait notamment de sa position d’abri par rapport aux flux d’ouest. La température moyenne annuelle est de +10.4°C (minimum en janvier : +1.0°C ; maximum en juillet : +19.9°C) et les précipitations sont de 854 mm par an (minimum en février : 40 mm ; maximum en mai : 118 mm).

Fig. 3.4 – Variations mensuelles des températures et des précipitations à Chamonix et à Courmayeur (données Météo France et Meteo Italia). Période prise en compte : 1980-2009. Monthly changes in temperatures and precipitations in Chamonix and Courmayeur. Time coverage: 1980-2009.


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Hartbrot (2008) a montré que la grande variabilité spatiale des précipitations (Johnson et al., 1994) interdit toute extrapolation au massif lui-même. En l’absence de mesures en haute montagne, il est donc impossible de définir un gradient altitudinal de précipitations sur le massif du Mont Blanc, permettant de l’appliquer à partir des observations réalisées en vallée – même s’il semble exister un gradient altitudinal positif. La température moyenne annuelle au Dôme du Goûter (4304 m) est -14°C (Thillet, 1997) contre + 7.2°C dans la vallée. Le gradient vertical varie toutefois fortement selon la masse d’air et s’échelonne de 0,5 à 1°C/100m pour un air respectivement saturé en vapeur d’eau à sec. Ces valeurs théoriques sont atténuées sur le terrain par l’effet du vent : un flux sec engendrera l’évaporation de l’eau liquide, d’où un refroidissement par une consommation de chaleur latente, tandis qu’un vent humide permettra le dépôt par condensation de la vapeur d’eau qu’il transporte, et le réchauffement de la surface par libération de chaleur latente (Whiteman, 2000). Le relief est de surcroît à l’origine d’effets locaux prononcés, qui peuvent éventuellement prendre le pas sur la dynamique générale (Barry, 1981). Des gradients thermiques altitudinaux peuvent toutefois être proposés, représentatifs en dépit des effets locaux. Côté français, la valeur du gradient varie selon la saison et le paramètre (températures minimales ou maximales) entre 0.33 et 0.74°C/100m. Côté italien, cette valeur est plus forte et varie entre 0.46 et 0.91°C/100m (Hartbrot, 2008 ; fig. 3.5). Il convient toutefois de prendre ces résultats avec précaution car ils sont issus d’extrapolation de données de température mesurées sous abri. Or, c’est la température réelle à proximité de la surface (effets du rayonnement, du brassage éolien, etc.) qui régit la distribution et l’évolution du permafrost. De même, la capacité calorifique de la roche et sa conductivité thermique peuvent faire varier sensiblement sa température par rapport à celle de l’air. Ainsi, les parois exposées au sud se réchauffent considérablement dans la journée, tandis qu’au nord la MAGST suit sensiblement la MAAT.

Fig. 3.5 – Gradients altitudinaux de température en vallée de Chamonix (Chamonix ; période : 1995-2007) et en haut Val d’Aoste (Courmayeur ; période : 2002-2007) pour janvier et juillet (Harbrot, 2008 modifié). En bleu : températures minimales (Tn); en rouge : températures maximales (Tx). Altitudinal gradient for temperatures in the Chamonix valley (Chamonix; period: 1995-2007) and Alto Val d'Aosta (Courmayeur; period: 2002-2007) for January and July. In blue: minimum temperatures (Tn); red: maximum temperatures (Tx).

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3.2 – Un massif cristallin

La quasi-totalité des roches qui composent le massif du Mont Blanc sont des roches cristallines (fig. 3.6), le granite tardi-hercynien du Mont Blanc étant intrusif dans une série métamorphique hercynienne (Corbin et Oulianoff, 1926). Ces roches témoignent d’une histoire géologique polyphasée – antérieure à la formation des Alpes –, à l’origine de structures qu’il importe de définir pour discuter ensuite de leur rôle dans le déclenchement des écroulements.

Fig. 3.6 – Carte géologique simplifiée de la région du Mont Blanc (Leloup et al., 2005 ; Rolland et al., 2003, modifiés). 1 : Quaternaire, 2 : sédiments mésozoïques dauphinois et helvétiques, 3 : Trias, 4 : Carbonifère, 5 : granite du Mont Blanc, 6 : roches métamorphiques varisques (gneiss), 7 : granites indifférenciés, 8 : klippe pennique, 9 : zone de cisaillement du Mont Blanc (gneiss), 10 : Versoyen + Valais, 11 : zones internes, 12 : réseau de zones de cisaillement cartographié, 13 : chevauchement, 14 : faille inverse. Simplified geological map of the Mont Blanc area. 1: Quaternary, 2: Dauphinois and Helvetic Mesozoic sediments, 3: Triassic, 4: carboniferous, 5: Mont Blanc granite, 6: Variscan metamorphic rocks (gneiss), 7: undifferentiated granites, 8: Penninic klippe, 9: Mont Blanc shear zone (gneiss), 10: Versoyen + Valais, 11: internal zones, 12: mapped shear zones network, 13: thrust, 14: reverse fault.


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3.2.1 – La lithologie cristalline Le massif du Mont Blanc (fig. 3.6) est constitué de deux unités lithologiques principales

(Rossi, 2005) dont le contact est conservé à l’ouest (faille de l’Angle) et au SW du massif : - un ensemble de roches métamorphiques (paragneiss, orthogneiss, migmatites et schistes

cristallins) qui constitue la bordure occidentale et la pointe sud du massif (Baggio, 1958 ; Bellière, 1988 ; Bussy, 1990) ; ces roches dateraient de 453 ± 3 Ma par la méthode U-Pb sur zircons (Bussy et von Raumer, 1994) ;

- le granite (roche magmatique plutonique à texture grenue, de densité moyenne 2.7 et dont les principaux minéraux sont le quartz, des micas – biotite et/ou muscovite –, des feldspaths potassiques – orthoses et plagioclases –) tardi-hercynien du Mont Blanc (autrefois appelé « protogine »), daté lui de 300 ± 3 Ma (Bussy et von Raumer, 1994) et intrusif dans la série métamorphique (Corbin et Oulianoff, 1926), constitue le reste du massif.

Hormis dans le quart NE, où il présente un faciès à grains fins, le granite du Mont Blanc est un granite porphyrique, c'est-à-dire dont la structure présente des cristaux de grande taille (ph. 3.3).

Ph. 3.3 – Le granite du Mont Blanc non déformé (Rossi, 2005). A : granite porphyrique ; B : granite à grains fins. Mont Blanc granite without deformation. A: porphyric granite; B: fine-grained granite.

3.2.2 – Fracturation des granites du Mont Blanc

Deux types de déformations affectent le granite du Mont Blanc : une foliation peu marquée et une déformation localisée le long des fractures et des zones de cisaillement. A petite échelle, cette déformation localisée correspond à des failles et des zones de cisaillement. A grande échelle, à l’échelle de l’affleurement, il s’agit essentiellement des diaclases. Quelque soit l’échelle, ces secteurs correspondent à des zone de faiblesse au regard de la morphogenèse.

a – Fracturation à petite échelle : failles et zones de cisaillement

Plusieurs directions tectoniques se superposent dans le massif du Mont Blanc : des structures anciennes (hercyniennes) orientées essentiellement N-S à N 25°E et des structures alpines d’orientation N 45°E. Ces dernières, qui correspondent à des failles (fractures avec déplacement relatif des blocs), sont soulignées par des zones mylonitiques plus ou moins importantes et continues (Antoine et al., 1978). Ces structures, zones de fragilité, ont rejoué en

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permanence jusqu’au Quaternaire et l’activité sismique actuelle, modérée, témoigne qu’elles peuvent encore légèrement rejouer. Les zones de cisaillement (cf. fig. 3.6), qui constituent un réseau anastomosé, recoupent l’ensemble du massif grâce à deux principales familles de failles inverses : l’une orientée N40-N60 à composante généralement dextre, l’autre orientée N-S à composante généralement senestre (Rossi, 2005). Ces grandes zones de mylonitisation sont d’une grande importance pour la morphologie actuelle du massif (Bozonnet, 1981) puisqu’elles individualisent les grands éperons où le granite n’est pas altéré et déterminent les principaux couloirs. Elles sont constituées de roches écrasées, enrichies en minéraux argileux de mauvaise qualité. Il s’agit donc de secteurs caractérisés par une forte porosité. Or nous avons vu (§ 2.1.3.c) que cette caractéristique est essentielle du point de vue de l’influence du permafrost sur la stabilité des parois. La déformation est généralement progressive depuis le granite non altéré vers le cœur de la zone de cisaillement. Toutes ces zones de cisaillement sont fortement verticalisées et celles d’orientation N40-N60 forment une structure en éventail à travers le massif (fig 3.7.A) : d’un pendage légèrement orienté vers le SE dans la partie NW du massif, elles se verticalisent au cœur du massif et s’orientent vers le NW sur la bordure SE (Bertini et al., 1985). Cette structure en éventail est caractéristique d’une extrusion verticale du massif (Antoine et al., 1975 ; Bellière, 1988) sous un régime de compressions horizontales (compressions alpines). Les zones de cisaillement sont larges de quelques décimètres à plusieurs décamètres (ph. 3.4), et peuvent se développer sur plusieurs dizaines de kilomètres de longueur selon une orientation N 45°E. Ces zones hachent le massif selon plusieurs axes principaux (Bozonnet, 1981) :

- un axe qui va du col du Chardonnet au col Infranchissable en passant par le col du Requin, le col du Midi et le col du Dôme au Goûter ;

- un axe qui emprunte le glacier du Géant, l’arête nord de l’Aiguille du Tacul, le glacier de Talèfre, le Jardin de Talèfre, la dépression entre les Droites et les Courtes et le col du Tour Noir ;

- un axe plus étroit que les deux précédents qui du col Freshfield (à l’est de la Tour Ronde) passe par le col situé au nord de la Noire, le col du Tacul et le col des Cristaux.

Fig. 3.7 – A : schéma interprétatif de l’orientation des zones de cisaillement dans le massif du Mont Blanc (Rossi, 2005, légèrement modifié) ; 1 : schistes, 2 : gneiss, 3 : granite, 4 : zones de cisaillement. B : la structure en « V » des failles du granite du Mont Blanc (Bertini et al., 1985, légèrement modifié). A: interpretative schema of shear zones orientation in the Mont Blanc massif; 1: schists, 2: gneiss, 3: granite, 4: shear zones. B: the V-shaped pattern of the Mont Blanc granite faulting.


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L’orientation des failles peu ou non mylonitisées suit grossièrement les réseaux décrits par les zones de cisaillement (auxquels s’ajoute une direction NW-SE) car les failles sont des systèmes normaux à la direction des pressions orogéniques. Morphologiquement, ces grandes lignes de faille permettent d’expliquer l’organisation générale du relief. Elles déterminent l’emplacement des brèches, des cols et des couloirs, échancrant les arêtes comme celle des Aiguilles de Chamonix ou des Ecclésiastiques à l’Aiguille Verte. Aux échelles moyennes, les failles ne sont jamais isolées mais toujours reliées à un réseau d’accidents cassants. Le système de failles est donc complexe, avec – comme pour les zones de cisaillement – une disposition en éventail (fig. 3.7.B) où, malgré des directions privilégiées, toutes les orientations sont représentées. La densité des faille est très variable à l’échelle moyenne, et une maille lâche explique que des versants puissent être très raides et monolithiques (face ouest des Drus ou face SE du Grand Capucin par exemple). A petite et moyenne échelle, c’est finalement la disposition du massif et son architecture d’ensemble qui est guidée par la tectonique, avec des réseaux de fractures de direction N-S, NW-SE et SW-NE qui interfèrent et isolent des noyaux plus sains.

Ph. 3.4 – Diversité des zones de cisaillement (Rossi, 2005). A : zone de cisaillement pluri-décamétrique ; B : décamétrique ; C : décimétrique. Diversity of shear zones. A: multi-decametric shear zone; B: decametric; C: decimetric.

b – Fracturation à « grande échelle » : les diaclases

Peu de travaux se sont intéressés aux diaclases du massif du Mont Blanc. Cette fracturation a pourtant une incidence morphologique très importante à l’échelle de l’affleurement – en particulier sur les écroulements –, en raison de la cohésion et de la bonne stabilité des minéraux du granite sous les conditions climatiques de haute montagne. Les diaclases, fractures sans déplacement relatif des blocs, font écho, à grande échelle, aux failles. Elles sont le plus souvent le résultat des contraintes tectoniques engendrées par les orogenèses, mais peuvent également être liées à des phénomènes de détente consécutifs à la remontée du granite vers la surface ou au retrait des glaciers (décompression glaciaire ; voir § 1.2.2.a). Ces phénomènes de détente, observés par exemple lors du percement du tunnel du Mont Blanc, sont généralement caractéristiques des noyaux sains et compacts. Si l’orientation des principales familles de diaclases dans le massif du Mont Blanc se calque sur celle des failles, toutes les orientations, inclinaisons (y compris horizontale, permettant la formation de surplombs) et formes peuvent se rencontrer. Une part importante des diaclases du granite sont sub-conchoïdales, avec possibilité d’imbrication d’écailles, comme dans la face NW du piton central de l’Aiguille du Midi, mais elles peuvent être aussi très courbes, comme la célèbre fissure en S de la voie Baquet-Rébuffat en face sud de l’Aiguille du Midi. Au-delà de la forme, c’est la densité de diaclasage (ph. 3.5) qu’il importe de prendre en considération pour l’analyse du modelé (Bozonnet, 1981) et donc pour celle des écroulements. Dans la face SSE de la Pointe Lachenal (3613 m), la partie centrale plus finement diaclasée que

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les éperons est ainsi plus profondément excavée. De même, les éperons subverticaux et très faiblement diaclasés de la face sud de l’Aiguille du Midi contrastent avec le secteur intermédiaire beaucoup moins raide (40-50°) mais beaucoup plus diaclasé. Ces différences dans la densité du diaclasage participent à expliquer les dimensions des écroulements et notamment des principaux qui se sont produits ces derniers siècles dans le massif du Mont Blanc.

Ph. 3.5 – Trois densités de diaclases dans la face est de la Tour Ronde (3792 m). Les trois photographies présentent des secteurs d’une quinzaine de mètres de haut. Three densities of joints on the east face of the Tour Ronde (3792 m a.s.l.). The three photographs show areas of fifteen meters high. 3.3 – Les grands écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc

Les versants du massif du Mont Blanc se caractérisent par leur dissymétrie. Avec sa raideur, sa forte dénivellation et ses caractéristiques structurales et morphodynamiques, le versant italien présente un ensemble de caractères favorables à l’occurrence d’écroulements rocheux. Plusieurs exemples survenu sur ce versant seront ici abordés : au XVIIIe siècle sur le glacier de Triolet (Val Ferret) et au XXe siècle sur le glacier de la Brenva (Val Veny). Compte tenu de leur volume, ces trois cas correspondent à des avalanches rocheuses. A notre connaissance, aucun autre écroulement (y compris de petite dimension) n’a fait l’objet de travaux dans le massif du Mont Blanc. Seuls quelques cas sont simplement cités par Galibert (1965) et Bozonnet (1981).

3.3.1 – L’écroulement de 1717 sur le glacier de Triolet

Dans le Haut Val Ferret italien, un grand dépôt s’étend sur une longueur de plus de 2500 m entre l’alpage de Pré de Bar (1855 m) et le secteur de Ferrache (1740 m), sur une largeur de 300 à 400 m (fig. 3.8). La limite aval de ce dépôt est très nette et barre la vallée sur la quasi-totalité de sa largeur, sur environ 5 m de haut. Ce dépôt a longtemps été considéré comme un ensemble morainique construit par le glacier de Triolet (Sacco, 1918 ; Zienert, 1965 ; Aeschlimann, 1983). Des travaux plus récents l’ont quant à eux considéré comme le dépôt d’un grand écroulement rocheux survenu en 1717 (Porter et Orombelli, 1980). Le débat dont ce dépôt est l’objet (par exemple : Mayr, 1969) montre qu’il contient potentiellement tous les éléments de la complexité morphologique qui peut résulter de l’association complexe morainique / dépôt d’écroulement, d’autant que différents témoignages confirment l’importance de l’écroulement rocheux de 1717. Deline (2002) rapporte par exemple le témoignage de M.J. Pennard, notaire à


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Courmayeur, corroborant cette dernière hypothèse : « une montagne très élevée s’écroule tout à coup la nuit du douze septembre 1717 à gauche sur le glacier dit trioley, et ses rochers, les eaux et les glaces agglomérés se ruèrent avec une grande violence sur les dits monts ou alpes, qui furent à ce point couverts sous cette abysse que tout le mobilier, cent vingt bœufs ou vaches, fromages, hommes au nombre de sept périrent instantanément ». La reconnaissance des formes et des formations géomorphologiques de cet écroulement menée par Deline (2002) a montré que celui-ci n’est ni strictement morainique ni strictement l’expression de l’écroulement du XVIIIe siècle. Il s’agirait au contraire d’un dépôt complexe, associant des formations morainiques anciennes (Tardiglaciaire) et plusieurs générations de dépôts d’écroulement (fig. 3.9).

Fig. 3.8 – Le dépôt du haut Val Ferret (Deline, 2002). En jaune : limites du dépôt ; en violet : complexe morainique récent du glacier de Triolet. The Haut Val Ferret deposit. In yellow: limits of the deposit; in violet: recent moraine complex of Triolet Glacier.

Fig. 3.9 – Carte des dépôts du haut Val Ferret (Deline, 2002 ; fond topo. CTR RAVA 1 : 10 000 ; équidistance des courbes de niveau : 10 m). 1 : complexe morainique tardiglaciaire (a : limite d’extension ; b : placage de till ; c : crête morainique) ; 2 : dépôt d’écroulement holocène (a : limite d’extension ; b : amas de blocs) ; 3 : moraine externe consécutive à l’écroulement holocène ; 4 : dépôt d’écroulement de 1717 ; 5 : complexe morainique récent du glacier de Triolet (XVIIIe-XXe siècle) ; 6 : dépôt d’écroulement local. Map of the Haut Val Ferret deposits (Topographic map CTR RAVA: 1:10,000 with 10 m contour interval). 1: Late-glacial moraine complex (a: limit; b: till veneer; c: moraine crest); 2: Holocene rock avalanche deposit (a: limit; b: chaotic boulder accumulation); 3: outermost moraine postdating the Holocene rock avalanche; 4: rock avalanche deposit of 1717; 5: recent moraine complex of Triolet Glacier (18th–20th centuries); 6: local rock fall deposit.

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L’écroulement de 1717 aurait été déclenché dans le secteur de l’Aiguille de l’Eboulement (3599 m), dans le bassin glaciaire du Triolet, mais cela reste hypothétique car les témoignages ne permettent pas de situer avec précision la niche d’arrachement. De plus, celle-ci n’apparaît pas de manière évidente sur les parois du bassin glaciaire du Triolet et les vastes dimensions du bassin multiplient les parois susceptibles d’avoir été affectées (Deline, 2002). Le volume écroulé est estimé à 7.3-9.8 × 106 m3, dispersé sur 2.9 km² sur une épaisseur moyenne de 2.5 à 3.4 m (Deline, 2009 ; Deline et Kirkbride, 2009). La distance de parcours horizontale est de 7200 m, pour une dénivellation H de 1660 à 1860 m.

3.3.2 – Les écroulements de 1920 et 1997 sur le glacier de la Brenva

Le glacier de la Brenva est, avec une superficie de 8 km2 environ et une longueur de 8 km, le deuxième glacier italien du massif du Mont Blanc. Ce glacier de versant, qui se développe sur plus de 3400 m de dénivelée, est en partie alimenté par la micro-calotte du Mont Blanc. Durant le XXe siècle, le haut bassin de la Brenva a été le théâtre de deux grands écroulements (Deline, 2001, 2003, 2005b, 2009). Plusieurs écroulements ont affecté le Grand Pilier d’Angle (GPA ; 4243 m) les 14 et 19 novembre 1920 (fig. 3.10), mettant en jeu un volume rocheux de 2.4 à 3.6 × 106 m3 (Brocherel, 1920). La niche d’arrachement peut aujourd’hui encore être délimitée grâce à sa couleur grise qui tranche avec la patine fauve des parois alentour. L’écroulement du 14 a affecté la base du GPA, 200 m au dessus du glacier (Brocherel, 1920), engendrant deux trainées blanches (Valbusa, 1921). Dans sa course, le volume écroulé a déclenché une avalanche qui est descendue presque jusqu’au fond de la vallée (tracé jaune de la fig. 3.11). Le 19 novembre, une série de quatre écroulements (Valbusa, 1921) a profondément remodelé la face ESE du GPA, abaissant le col de Peuterey d’une trentaine de mètres (aujourd’hui à 3934 m). Par ailleurs, l’essentiel de la partie supérieure du glacier septentrional suspendu de l’Aiguille Blanche de Peuterey a disparu lors des écroulements (Deline, 2002). Le volume mis en jeu lors de cet épisode aurait été 15 fois supérieur à celui du 14 novembre (Valbusa, 1931). Le dernier des quatre écroulements aurait été de loin le plus important. Le dépôt mixte qu’il a engendré aurait recouvert environ les trois quarts de la superficie du glacier inférieur de la Brenva (tracé vert de la fig. 3.11), ainsi que le flanc externe de la moraine latérale droite sur plus de 1 km de large (Deline, 2001, 2005b ; ph. 3.6). Le volume écroulé aurait ainsi parcouru une distance de 5150 m sur une dénivelée de 2660 m. Un dépôt barra même la Doire, engendrant un lac d’une superficie supérieure à 60 000 m2 et d’une profondeur maximale de plusieurs mètres (ph. 3.6 ; Valbusa, 1921 ; Deline, 2002). Valbusa (1931) note que de nombreux petits écroulements ont affecté la niche durant la décennie suivante, avec un écroulement important le 8 septembre 1929, d’un volume inconnu. Le second écroulement s’est produit le 18 janvier 1997, en début d’après-midi, alors que de nombreux skieurs évoluaient dans les environs. Ce n’est pas un écroulement rocheux qui a alors été observé mais une énorme avalanche en aérosol (ph. 3.7). L’écroulement proprement dit a parcouru une distance de 5750 m, sur une dénivelée de 2325 m (Deline, 2002). Le souffle de l’avalanche a rasé une forêt plusieurs fois centenaire au pied du versant opposé – le versant nord du Mont Chétif – et a tué deux skieurs (Deline, 2005b). Cette avalanche, exceptionnelle par ses dimensions et sa puissance (Deline, 2002) et dont la vitesse maximale a été estimée entre 60 et 70 m.s-1 (Giani et al., 2001), a été déclenchée par l’écroulement de tout un pan rocheux du versant SE de l’éperon de la Brenva (3873 m ; fig. 3.10), dont l’effet a pu être renforcé par d’éventuelles avalanches de séracs elles-mêmes déclenchées par l’écroulement (Giani et al., 2001). La niche est large de 250 m et haute de 330 m (ph. 3.8). Le volume écroulé est estimé à environ 2 × 106 m3 (Barla et al., 2000). Aucune secousse sismique n’a déclenché l’écroulement. Durant les mois qui ont précédé l’écroulement, l’activité géomorphologique au niveau de l’éperon avait été notable. Au milieu du mois d’août 1996, un écroulement rocheux avait affecté toute la partie inférieure de l’éperon, provoquant un tassement du versant d’une dizaine de


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mètres, avec apparition de fissures (Deline, 2002 ; ph. 3.8). Le volume de cet événement aurait été de quelques dizaines de milliers de m3 (Giani et al., 2001). Durant l’automne 1996, des chutes de pierre répétées ont été observées. Le 15 janvier 1997, la fracturation au niveau de la future niche d’arrachement s’est accrue (Deline, 2002). Le 16 janvier, un premier écroulement important est observé : sa niche d’arrachement correspond au tiers oriental de la niche finale et le volume écroulé serait de l’ordre de 0.1 à 0.6 × 106 m3 (Deline, 2002). Le matin du 18 janvier, des éboulements accompagnés de nuages de poussière salissent le glacier et un petit écroulement se produit en début d’après-midi. L’écroulement principal s’est produit à 14 h 55. Actuellement, la niche n’est toujours pas stabilisée et des petits écroulements l’affectent régulièrement.

Fig. 3.10 – Cicatrices des écroulements du Grand Pilier d’Angle de 1920 et de l’éperon de la Brenva de 1997 sur le glacier de la Brenva (ph. octobre 2006). Scars of the rock-avalanches of the Grand Pilier d’Angle of 1920 and the Eperon de la Brenva of 1997 on the Brenva glacier (ph. October 2006).

Fig. 3.11 – Origine, parcours et dépôt des deux écroulements du Grand Pilier d’Angle (en jaune et vert) de novembre 1920 et de l’écroulement de l’éperon de la Brenva (en rouge) de janvier 1997 (images Google Earth ; tracés d’après Deline, 2002). Origin, travel and deposit of the two rock-avalanches of the Grand Pilier d’Angle (in yellow and green) of November 1920 and of the rock-avalanche of the Eperon de Brenva (in red) of January 1997.

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Ph. 3.7 – L’avalanche en aérosol déclenchée par l’écroulement de l’Eperon de la Brenva du 18 janvier 1997 (ph. M. Fonte et M. Pennard). Après avoir dévalé le glacier de la Brenva, l’aérosol est remonté de plusieurs centaines de mètres sur le versant opposé. The aerosol avalanche triggered by the rock-avalanche of the Eperon de la Brenva of the 18 January 1997. Having descended the Brenva glacier, the aerosol has climbed several hundred meters on the opposite side.

Ph. 3.6 – Partie du dépôt de l’écroulement du Grand Pilier d’Angle du 19 novembre 1920 (Brocherel, 1920). Part of the deposit of the rock-avalanche of the Grand Pilier d’Angle of the 19 November 1920.

Ph. 3.8 – Secteur d’origine de l’écroulement de l’éperon de la Brenva du 18 janvier 1997. A : l’éperon avant l’écroulement (ph. R. Cosson) ; B : fracture qui a déterminé la partie supérieure orientale de l’écroulement (ph. G. Mortara) ; C : la niche d’arrachement (ph. G. Mortara). Source area of the rock-avalanche of the Eperon de la Brenva of the 18 January 1997. A: the spur before the collapse; B: fracture that has determined the upper eastern part of the collapse; C: the scar.


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3.4 – Caractéristiques des secteurs de la recherche doctorale

Si le recensement des écroulements actuels suppose de s’intéresser à la plus grande partie possible du massif du Mont Blanc, la reconnaissance des écroulements historiques et le suivi à haute résolution de l’activité géomorphologique actuelle des parois imposent de sélectionner les secteurs d’étude. La face ouest des Drus (secteur 1) et le versant nord des Aiguilles de Chamonix (secteurs 2, 3 et 4) sont les deux sites à avoir fait l’objet d’une Reconstitution de leur Evolution Morphologique (REM) en raison de leur proximité avec Chamonix. Cette proximité est garante d’une documentation suffisamment abondante pour en retracer l’évolution complète depuis la fin du PAG. Une reconstitution plus réduite dans le temps (un peu plus d’une décennie) a également été menée pour l’arête inférieure des Cosmiques (secteur 7) en raison de différents témoignages d’écroulement que la présence du refuge des Cosmiques a permis. Un plus grand nombre de secteurs a été retenu pour le suivi à haute résolution par TLS (Terrestrial Laser Scanning ou balayage laser terrestre), de manière à couvrir une large gamme d’altitudes, d’orientations, d’angles de pente et de structures tectoniques. Outre la face ouest des Drus (secteur 1), le sommet de l’Aiguille du Midi (secteur 5), la face sud de l’Aiguille du Midi (secteur 6) et le versant SE de l’arête inférieure des Cosmiques (secteur 7), ces secteurs se concentrent essentiellement dans les environs du haut bassin du Géant (secteurs 8 à 13) et autour du col de Peuterey (secteurs 14, 15 et 16).

3.4.1 – Les Drus

La face ouest des Drus, plus exactement du Petit Dru (3730 m), constitue le premier

secteur de recherche (fig. 3.12). Il domine la langue terminale de la Mer de Glace et appartient au bassin du Nant Blanc. Ce bassin a une emprise spatiale assez réduite : 3.5 km de long pour une largeur moyenne de 1.8 km. Cette faible ampleur contraste avec la hauteur des versants qui le surmontent : la partie supérieure du bassin du Nant Blanc, encore englacée, correspond à un cirque glaciaire dominé par une muraille d’une dénivelée supérieure à 1000 m et culminant au sommet de l’Aiguille Verte (4122 m). Deux appareils glaciaires occupent ce bassin : le glacier du Nant Blanc (0.75 km2 pour une longueur inférieure à 1.6 km) et le petit glacier des Drus, glacier noir de pied de versant (0.18 km2, pour une longueur de 900 m). Pour ce dernier, la couverture détritique supraglaciaire et la moraine massive, constituées essentiellement de débris anguleux résultant de l’éboulisation, d’éboulements et d’écroulements suggère une forte occurrence d’écroulements depuis les parois rocheuses pendant l’Holocène. La couverture détritique, qui contribue à la conservation du glacier malgré son altitude basse (front à 2400 m, rimaye à 2670 m) grâce à la forte réduction de l’ablation (Nakawo et Rana, 1999), témoigne de l’occurrence d’éboulements et écroulements depuis au moins la fin du PAG, tandis que le bastion morainique, dont la crête du secteur frontal domine de 150 m le substratum rocheux apparent, a été construit pendant l’Holocène, après le retrait du glacier tardiglaciaire de Chamonix. Comme d’autres secteurs du massif du Mont Blanc, le secteur Aiguille Verte / Drus présente des versants très raides (ph. 3.9) – l’inclinaison moyenne de la face ouest du Petit Dru est de 75° –, avec un commandement de plusieurs centaines de mètres – celui du Petit Dru (3754 m d’altitude) atteint 1000 m. Ces caractères résultent du pendage subvertical des deux principales familles de failles à l’échelle du secteur, orientées N-S et N 40-60°E. De ces conditions structurales dérive la morphologie du Petit Dru, monolithe bien individualisé sur l’arête WSW du horn de l’Aiguille Verte. Sa face ouest présente un rocher d’apparence compacte, alors que les faces adjacentes sont davantage fracturées – la face nord est accidentée par une niche glacio-nivale, qui résulte sans doute d’un écroulement. La face ouest est actuellement marquée sur les deux tiers de sa hauteur par une grande surface gris clair large en moyenne de 70 m, qui témoigne de la disparition en 2005 du pilier SW du Petit Dru gravi pour la première fois du 17 au 22 août 1955 par l'Italien Walter Bonatti.

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Fig. 3.12 – Secteur de l’Aiguille Verte (image Google Earth). Secteur 1 : voir texte § 3.4.1. 1 : moraines du PAG ; 2 : limites actuelles des glaciers. Aerial view of the Aiguille Verte area. Sector 1 : see text § 3.4.1. 1: LIA moraines; 2: present glaciers limits.

Ph. 3.9 – Le versant nord de l’ensemble Aiguille Verte - Petit Dru - Flammes de Pierre (octobre 2005). La face ouest du Petit Dru, au soleil, constitue le secteur 1. The North side of the Aiguille Verte - Petit Dru - Flammes de Pierre. The west face of Petit Dru, the sunny one, is the sector 1.


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3.4.2 – Les Aiguilles de Chamonix

Dominant Chamonix, les 15 aiguilles éponymes forment entre la Mer de Glace et le glacier des Bossons un enchainement de pics dont l’altitude dépasse régulièrement les 3500 m. Les Aiguilles de Chamonix (fig. 3.13), chaînon d’orientation SW-NE sur une longueur de 5 km, forment une partie du rebord NW du massif du Mont Blanc. Ce chaînon, du fait de la raideur de ses versants et de sa structure est propice aux mouvements de masse. Deux familles de fractures principales apparaissent à l’échelle des secteurs considérés comme à celle du massif : N-S et N40-60°E. La plupart des secteurs sont constitués d’un granite très compact mais certains (secteurs 6 et 7 en particulier) peuvent être extrêmement fracturés. Pour le versant nord des Aiguilles de Chamonix, trois secteurs peuvent être distingués, selon leur orientation générale (secteurs 2, 3 et 4 sur la fig. 3.13 et ph. 3.10) : le secteur 2, le plus septentrional, s’étend de l’Aiguille des Grands Charmoz (3445 m) à celle du Plan (3673 m), et comprend les Aiguilles du Grépon (3482 m) et de Blaitière (3522 m) ; le secteur 3, visible non depuis Chamonix mais depuis le bas de la vallée, est organisé autour de la face ouest de l’Aiguille du Plan ; le secteur 4 correspond au versant nord de l’Aiguille du Midi (3842 m), sommet qui constitue la limite sud des Aiguilles de Chamonix. Certaines de leurs parois rocheuses sont recouvertes par des carapaces glacio-nivale (versant nord de l’Aiguille du Midi par exemple) ou des glaciers suspendus de taille réduite (partie occidentale du glacier des Nantillons, glacier supérieur de Blaitière) ou plus étendus (partie supérieure du glacier des Nantillons, glacier de la face nord de l’Aiguille du Plan, glacier de la face nord du Col du Plan). Au pied des Aiguilles de Chamonix subsistent les trois glaciers des Nantillons (0.54 km2), de Blaitière (0.43 km2) et des Pélerins (0.85 km2), dont les langues terminales sont aujourd’hui recouvertes par une couche de débris rocheux. Réduisant l’ablation de ces glaciers situés à une altitude relativement basse (front vers 2350 m), cette couverture détritique est alimentée par les éboulements et écroulements qui affectent les parois supraglaciaires depuis la fin du PAG.

Fig. 3.13 – Versant nord des Aiguilles de Chamonix (image Google Earth). 1 : moraines du PAG ; 2 : limites actuelles des glaciers. Secteurs : voir texte § 3.4.2. Aerial view of the North side of the Aiguilles de Chamonix. 1: LIA moraines; 2: present glaciers limits. Sectors: see text § 3.4.2. Le secteur 5 (ph. 3.10) correspond au sommet de l’Aiguille du Midi. Il se distingue des autres secteurs par son attrait touristique : 469 904 visiteurs par an (chiffre 2008). Le site supporte différentes infrastructures, la plupart dédiées à l'accueil touristique. Depuis le piton nord sur

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lequel est édifiée la gare supérieure du téléphérique, une passerelle donne accès aux tunnels du piton central, desservant l'arête NE (départ de la célèbre Vallée Blanche), des terrasses, la télécabine Panoramic Mont-Blanc (qui traverse l’ensemble du bassin du Géant jusqu’à la Pointe Helbronner, elle-même relié au hameau d’Entrèves par les trois tronçons du Funivie Monte Bianco) et l'ascenseur qui permet d’accéder à la terrasse du sommet du piton central, où s’élève une tour de télécommunication.

Ph. 3.10 – Secteurs d’étude des Aiguilles de Chamonix. Secteurs 1, 3 et 4 : versant nord des Aiguilles de Chamonix (août 2006) ; S5 : sommet de l’Aiguille du Midi (vu depuis l’ouest ; ph. S. Gruber ; octobre 2005) ; S6 : face SE de l’Aiguille du Midi (février 2008) ; S7 : face SE de l’arête inférieure des Cosmiques (février 2008). Studied sectors of the Aiguilles de Chamonix. Sectors 2, 3 and 4: North side of the Aiguilles de Chamonix; S5: summit of the Aiguille du Midi (seen from the west); S6: SE face of the Aiguille du Midi; S7: SE face of the lower edge of Cosmiques.


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L’Aiguille du Midi se caractérise par ses très raides versants : 50° en moyenne pour le versant nord, 57-58° pour ses versants SE et ouest. De nombreuses parois sont subverticales, comme la face nord du Piton central ou le Pilastre SE. La morphologie de l’Aiguille du Midi, petit monolithe bien individualisé par des failles, dérive de conditions structurales particulières. Une dense fracturation secondaire y est inégalement distribuée, ce qui fait alterner des parois très compactes et d’autres très densément fracturées. C’est le cas de la face sud (secteur 6 ; ph. 3.10) où une surface intermédiaire beaucoup moins inclinée (40 à 50°) mais beaucoup plus fracturée se développe entre l’Eperon des Cosmiques et le Pilastre SE, raides et faiblement diaclasés Dernier secteur étudié des Aiguilles de Chamonix, le secteur 7 (ph. 3.10) correspond à l’arête inférieure des Cosmiques. Son versant NW est assez peu raide (entre 40 et 50°) et très fracturé tandis que son versant SE, qui fait l’objet comme la face SE de l’Aiguille du Midi de levés topographiques à haute résolution, est un peu plus raide et moins fracturé, même si la partie centrale est très déstructurée. Ce versant SE, bien que de faible extension (400 m de long, dénivelée de 50 à 80 m), est d’un grand intérêt compte tenu des nombreux petits écroulements qui l’affectent depuis plus de 10 ans et de la présence du très fréquenté refuge des Cosmiques (3613 m, 140 places). Les six secteurs des Aiguilles de Chamonix comptent environ 125 voies glaciaires et mixtes et 115 voies rocheuses. L’accessibilité de ces secteurs, facilitée par le téléphérique de l’Aiguille du Midi, rend certains de ces itinéraires extrêmement classiques. Les plus célèbres voies de l’Aiguille du Midi sont l’arête des Cosmiques (arête SSE), la voie Mallory-Porter et la voie de l’éperon Frendo (un des huit éperons de la face Nord).

3.4.3 – Les hauts bassins du Géant et de la Brenva

Cinq secteurs d’étude ont été choisis dans le haut bassin du glacier du Géant (secteurs 9, 10, 11, 12 et 13 ; fig. 3.14) auxquels s’ajoute le proche secteur 8 situé dans le haut bassin de la Brenva. Ils correspondent à des faces des principaux sommets situés sur les 6 km de l’arête-frontière franco-italienne entre la Pointe de l’Androsace (4107 m) et les Aiguilles Marbrées (3535 m). A l’exception du secteur 8, ils dominent tous le glacier du Géant (13 km2), principal tributaire de la Mer de Glace.

Fig. 3.14 – Vue aérienne des hauts bassins du Géant et de la Brenva (partie de la crête-frontière franco-italienne ; image Google Earth). Secteurs : voir texte § 3.4.3. Aerial view of the upper Géant basin (part of French-Italian border). Sectors: see text § 3.4.3.

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Le secteur 8 est la face sud de la Pointe de l’Androsace (ph. 3.11), dernier sommet de l’arête de la Brenva (ou arête Küffner) avant le Mont Maudit (4465 m). Cette face sud, haute de 450 m, est largement entaillée dans sa moitié supérieure par une niche d’arrachement haute d’une centaine de mètres et large d’autant. À l’image de l’arête de la Brenva, la partie basse de cette niche est très fracturée et sa couleur gris-clair traduit le caractère récent de l’écroulement. La partie haute, affectée par l’écroulement est découpée par des fractures N 22°E–70°E et N 80°E–80-90°N, qui ont délimité l’écroulement. Le secteur 9 correspond à la face est de la Tour Ronde (3792 m ; ph. 3.11) et au versant NE du col Freshfield (3625 m). L’ensemble est large de 500 m et sa dénivelée atteint 380 m. Sa structure est extrêmement contrastée (ph. 3.5). La partie nord du secteur correspond à un éperon raide (pente moyenne : 75°), l’éperon Bernazat. Il est assez peu fracturé et surmonte une base d’une quarantaine de mètre de haut plus fracturée. Au sud de cet éperon, la pente est plus faible (~ 45°) et la structure très cassante : cette partie de la face – avec la très fréquentée voie normale, gravie dès 1867 – apparaît comme un enchevêtrement de blocs rocheux rendus solidaires par la couverture glacio-nivale actuellement discontinue, avec un petit éperon plus massif. Cette structure s’explique par la proximité avec la zone de cisaillement pluri-décamétrique et subverticale de direction N 45°E, très fracturées et mylonitisée, qui passe par le col Freshfield, au sud du secteur 9.

Ph. 3.11 – Secteurs d’étude du haut bassin du Géant. Secteur 8 : face sud de la Pointe de l’Androsace (ph. P. Deline ; juillet 2009) ; S9 : face est de la Tour Ronde (septembre 2009) ; S10 : face ouest des Aiguilles d’Entrèves (octobre 2007) ; S11 : face ouest du Grand Flambeau (septembre 2009) ; S12 : face SE du Grand Flambeau (août 2009) ; S13 : face SW des Aiguilles Marbrées (août 2009). Studied sectors of the upper Géant basin. Sector 8: south face of the Pointe de l’Androsace; S9: east face of the Tour Ronde; S10: west face of the Aiguilles d’Entrèves; S11: west face of the Grand Flambeau; S12: SE face of the Grand Flambeau; S13: SW face of the Aiguilles Marbrées.


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Le secteur 10, qui fait face au secteur 9, est la face ouest des Aiguilles d’Entrèves, arête très indentée haute d’une centaine de mètres qui culmine au milieu de l’arête à 3600 m d’altitude (ph. 3.11). L’angle de pente est compris entre 40° aux extrémités nord et sud et 75° dans la partie centrale, parcourue par deux voies rocheuses. L’arête est très fréquentée car adaptée à l’initiation à l’alpinisme. La structure du versant, moyennement fracturée, est régulière. Les secteurs 11 et 12 correspondent respectivement aux faces ouest et SE du Grand Flambeau (3559 m ; ph. 3.11). La moitié inférieure de la face ouest est englacée tandis que la moitié supérieure, haute de 70 m, est rocheuse et domine le col oriental de Toule (3411 m). La partie rocheuse est particulièrement fracturée et peu raide (~ 40-45°). La face SE, haute de 150 m, est raide (présence de surplombs) et fracturée dans sa partie nord, plus fracturée (voire déstructurée) et moins raide dans sa partie sud. Avec le Petit Flambeau, le Grand Flambeau permet, via un pylône suspendu, le soutien du câble de 5 km de la télécabine Panoramic Mont Blanc. Avec son relief ruiniforme, la face SW des Aiguilles Marbrées (ph. 3.11) qui constitue le secteur 13 est atypique. Elle présente en effet un grand nombre de petits piliers très fracturés (en particulier par la famille N 45-50°E–80°NW) séparés par des couloirs très actifs comme en témoignent les dépôts maintenant presque annuels (ph. 3.11) issus de la gélifraction (probablement très active compte tenu de l’intense fracturation), d’éboulements, voire d’écroulements. Malgré cette structure, la face reste par endroits subverticale, avec une hauteur maximale dans sa partie NW (250 m).

3.4.4 – Le secteur du col de Peuterey

Sur le versant italien du Mont Blanc, les secteurs du col de Peuterey (3934 m ; fig. 3.15) sont les plus élevés des secteurs étudiés. Le secteur 14 correspond à la face nord (4000 - 4112 m ; 150 m de large) de l’Aiguille Blanche de Peuterey (4112 m), et plus exactement à sa petite face nord, une partie de sa face NW et la partie supérieure de sa face est. Bien que la roche soit assez fracturée, l’ensemble donne une impression de solidité, liée peut-être à la présence d’une couverture glacio-nivale qui semble ceinturer le sommet (ph. 3.12). La partie sommitale du Grand Pilier d’Angle (entre 3900 et 4611 m d’altitude), globalement orientée au sud, correspond au secteur 15. Il s’agit en réalité de la partie haute de la face SE du GPA dont la morphologie a été profondément modifiée par l’écroulement de 1920 et de la petite face SSW. La première, assez raide (~ 65-70°), est constituée d’un granite relativement massif, à la topographie toutefois chaotique suite à l’écroulement de 1920. La couleur de cette face reste très nettement grise par rapport aux autres secteurs à patine fauve. La face SSW, mois raide (~ 50°) et plus fracturée, est assez régulière. La principale famille de fractures est N 40-45°E–70°SE. Le secteur 16 correspond aux imposants Piliers de Frêney (3950-4611 m ; ph. 3.12) sur le versant SE du Mont Blanc de Courmayeur (4748 m) : Pilier Sud, Pilier Dérobé, Pilier Central et Pilier Nord. La topographie subverticale (jusqu’à 80-85° avec une moyenne de l’ordre de 70°) indique un granite compact, avec une partie sommitale mois raide et plus fracturée. Les piliers sont individualisés par de raides couloirs à la faveur de grandes fractures subverticales. Une quinzaine de voies mixtes et une petite dizaine d’itinéraires rocheux parcourent ces trois secteurs.

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Fig. 3.15 – Vue aérienne des environs du col de Peuterey (image IGN 1993, 74/200-436). Secteurs : voir texte § 3.4.4. Aerial view of the surrounding of the Peuterey pass. Sectors: see text § 3.4.4.

Ph. 3.12 – Secteurs d’étude aux environs du col de Peuterey. Secteur 13 : face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey (octobre 2006) ; S14 : face sud du Grand Pilier d’Angle (source : ilsitodicaldo.com ; septembre 2007) ; S15 : versant SE du Mont Blanc de Courmayeur (piliers de Frêney ; octobre 2006). Studied sectors of the surrounding of the Peuterey pass. Sector 13: north face of the Aiguille Blanche de Peuterey; S14: south face of the Grand Pilier d’Angle; S15: SE side of the Mont Blanc de Courmayeur (Frêney pillars).


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Chapitre 3

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Méthode

N° Secteur

Site Orientations Altitude

min. / max. (m)

Pente (°) TSL REM

Documents

1

Les Drus W 2730 - 3730 70 - 90 × × Fig. 3.12 Ph. 3.9

2

Aiguilles de Chamonix (partie E) W - N - NE 2525 -3673 55 - 85 ×

Fig. 3.13 Ph. 3.10

3

Aiguilles de Chamonix (partie centrale) SW - W 2780 - 3673 50 - 80 ×

Fig. 3.13 Ph. 3.10

4

Aiguilles de Chamonix (partie W) N 2580 - 3842 50 - 75 ×

Fig. 3.13 Ph. 3.10

5

Aiguille du Midi (sommet) Toutes 3750 - 3842 60 - 90 × Fig. 3.13

Ph. 3.10

6

Aiguille du Midi SE 3540 - 3842 55 - 80 × Fig. 3.13 Ph. 3.10

7

Arête inf. des Cosmiques SE 3540 - 3613 60 - 75 × ×

Fig. 3.13 Ph. 3.10

8

Pointe de l’Androsace S 3650- 4107 55 - 75 × Fig. 3.14 Ph. 3.11

9

Tour Ronde E 3440 - 3792 45 - 80 × Fig. 3.14 Ph. 3.11

10

Aiguilles d’Entrèves W 3490 - 3600 65 - 80 × Fig. 3.14 Ph. 3.11

11

Grand Flambeau W 3390 - 3559 40 - 65 × Fig. 3.14 Ph. 3.11

12

Grand Flambeau SE 3350 - 3559 45 - 90 × Fig. 3.14 Ph. 3.11

13

Aiguilles Marbrées SW 3320 - 3535 50 - 80 × Fig. 3.14 Ph. 3.11

14

Aiguille Blanche de Peuterey N 4000 - 4112 45 - 75 × Fig. 3.15

Ph. 3.12

15

Grand Pilier d’Angle S 3900 - 4243 50 - 75 × Fig. 3.15 Ph. 3.12

16

Piliers de Frêney SE 3950 - 4611 55 - 85 × Fig. 3.15 Ph. 3.12

Tab. 3.1 – Récapitulatif des secteurs d’étude. Summary of the study sites. Conclusion du Chapitre 3

Plusieurs des caractéristiques du massif du Mont Blanc en font un terrain d’étude idéal pour des recherches sur le déclenchement d’écroulements en contexte de permafrost : - il dispose d’un permafrost sur une large part de sa surface ; - ses très nombreuses parois rocheuses et son orientation générale permettent la comparaison des dynamiques des faces nord et sud ; - la raideur de ses versants – en particulier côté italien – en fait un massif propice aux écroulements ; - ses conditions climatiques contrastées dans le temps et dans l’espace permettent de discuter le rôle de facteurs tels que la température de l’air ou la quantité de précipitations dans le déclenchement des écroulements ; - la variété de la structure tectonique permet d’aborder le rôle de la densité de fracturation sur le rythme et le volume des écroulements ; - de grands écroulements y ont été reconstitués voire observés depuis plusieurs siècles et indiquent la place majeure des écroulements dans la morphodynamique de ce massif.

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Conclusion de la Partie 1

Au cours de la période récente, de nombreux écroulements ont affecté les parois rocheuses de haute montagne dans le monde. Lorsqu’ils ont de grandes dimensions, ces écroulements impriment des modifications profondes aux paysages, tout en constituant un aléa qui, dans des régions à forte fréquentation touristique comme les Alpes, engendre un risque élevé pour les populations et leurs infrastructures. La caractérisation de ce processus, nécessaire pour la gestion des éventuels risques liés, est actuellement limitée par un manque de données. Notre travail a donc pour principal objectif le recueil le plus exhaustif possible puis le traitement de données passées et actuelles sur les écroulements afin d’en caractériser le déclenchement. Alors que leur multiplication est attendue – sinon observée – en raison du réchauffement climatique, le déclenchement de ces écroulements en haute montagne est contrôlé par différents facteurs, dont certains sont étroitement dépendants du climat comme la dégradation du permafrost. La perception commune actuelle de cette dégradation comme facteur prépondérant de déclenchement résulte d’observations récentes d’écroulements rocheux en contexte de permafrost et de l’existence de processus physiques associés, mais elle reste fondée sur des données peu nombreuses, parcellaires et discontinues, donc faiblement représentatives. Contrairement au permafrost des hautes latitudes, le permafrost alpin ne fait l’objet de travaux de recherche que depuis une trentaine d’années, alors que sa distribution est beaucoup plus complexe car fortement contrainte par la topographie, la micro-climatologie, le type de terrain et la couverture nivale. S’il ne s’agit pas pour nous de caractériser cette distribution, nous avons en revanche utilisé les connaissances que l’on en a aujourd’hui pour approfondir le lien entre écroulements et permafrost, en particulier grâce aux modèles de celui-ci. Les données que nous avons souhaité obtenir selon des méthodes exposées dans la Partie 2 visent à appréhender l’évolution des écroulements au cours de la période récente, les changements de fréquence et d’intensité du processus, et les facteurs de déclenchement, le tout dans l’optique de mieux apprécier le rôle du permafrost. Ce sont là des éléments-clés pour les gestionnaires des risques en montagne. Pour fonder cette approche, le massif du Mont Blanc constitue un terrain d’étude idéal. Il est en effet largement affecté par le permafrost, alors que ses caractéristiques topographiques et géologiques y favorisent écroulements de tous volumes.

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Partie 2

Identification et caractérisation des écroulements rocheux en haute montagne :

approche méthodologique

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Rockfalls after the Little Ice Age: a photo-comparison approach

Written and oral evidences of rockfalls are not sufficient to accurately reconstruct the recent rockwalls morphodynamic. The study by photo-interpretation of a series of photographs is therefore the most appropriate method. Two areas have kept our attention because of a wide existing documentation: the West face of the Petit Dru and the North side of the Aiguilles de Chamonix. The proximity of these peaks with Chamonix, their morphology and their symbolism allow a rich iconography. As mountain photography appears at the end of the LIA (i.e. the beginning of the period for which the study of the relationships between global warming and rockfalls is particularly relevant), the adequacy of that method with our scientific inquiry is excellent.

The first step consists in setting up a documentary corpus, which is very time consuming. For the Drus, the oldest document used is a daguerreotype of 1854 (ph 4.2). For the Aiguilles de Chamonix, the first shots were realized by A.R. Bisson between 1858 and 1860. Several photography sources are available from the late XIXth and early XXth centuries: (i) private, public, and semi-public collections, (ii) books of photographic reproductions, and especially (iii) postcards. Over the XXth century, the amount of available material globally increases through time (fig. 4.1). For the second half of the XXth century, the photography sources become more diverse: books on the Chamonix valley and the Mont Blanc, collections of photographs from mountain guides, journals, etc. Nearly 400 photographs have been gathered of the two studied areas but only a few dozen could finally be used, the others having a poor lighting, an improper angle, a low clarity, a cloud cover, were damaged.

In the two studied areas, the reconstructions were not conducted in the same way because of different rockwalls dimensions. For the Drus, the photographs were compared and interpreted in three steps (fig. 4.5): (i) determination of a series of photographs as reference for each decade (tab. 4.1; ph. 4.3), (ii) delineation of the rockfall scars and determination of periods characterized by morphological and colour changes caused by rockfalls (fig. 4.2), (iii) dating of the identified rockfalls by completing the series of reference with intermediate photographs. During the second half of the XIXth century, any collapse must have a minimum volume of several hundred m3 to be identified. For the Aiguilles of Chamonix, the method consists in two steps (fig. 4.5): (i) delineation of rockfall scars currently visible and nonexistent on older photographs (fig. 4.3), (ii) study of the series of dated photographs and dating rockfalls. Because of the constraints encountered in the western sector of the Aiguilles de Chamonix (glacial snow cover, significantly fractured granite, topography with couloirs) and in order to get homogeneous data, only rockfalls with a volume exceeding 500 m3 were selected. In both sectors, it was often necessary to diversify and cross-check information sources (books, hut books, guidebooks, mountaineering magazines, oral testimonies, etc.) in order to precise dates of collapse.

Comprehensive recognition of rockfalls was supplemented by estimates of the collapsed volumes. Three methods have been implemented in order to respond to each case (distance of the scar, importance of the collapse): terrestrial laserscanning measurements for the Drus (fig. 4.6), laser surveying (fig. 4.7) or indirect measurements on map or DEM for the Aiguilles de Chamonix. According to these methods, the error of measurement probably reaches 40 to 60 % for smallest rockfalls.

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Chapitre 4

Les écroulements rocheux depuis la fin du Petit Âge Glaciaire : approche par photo-comparaison

En raison de l’absence d’observations systématiques, la fréquence et le volume des écroulements rocheux en haute montagne restent mal connus, y compris pour les dernières décennies. Cette connaissance est pourtant un préalable pour caractériser le degré de corrélation qui existe entre ces écroulements et le réchauffement climatique. Il importe donc de reconstituer a posteriori l’évolution morphodynamique récente de parois rocheuses remarquables. Or les témoignages oraux ou écrits d’écroulements ne peuvent suffire à reconstituer exhaustivement et de manière homogène ce type d’évolution pour une paroi même très fréquentée et/ou observée, seules des séries photographiques peuvent constituer une source fiable et objective de données. L’étude par photo-comparaison de telles séries devrait améliorer considérablement la connaissance des volumes et du rythme des écroulements en haute montagne. Les données acquises par l’analyse des dépôts d’écroulements au pied des versants (Deline, 2008) pourraient ainsi être complétées par celles fournies par l’étude des parois affectées par ces écroulements. Ce chapitre méthodologique présente les méthodes utilisées pour constituer les séries photographiques à même de proposer une reconstitution de l’évolution morphodynamique des parois pour documenter les différents écroulements qui caractérisent cette évolution depuis la fin du PAG. 4.1 – La constitution des corpus photographiques

La première étape est la constitution des corpus documentaires. Elle est très consommatrice de temps car toutes les parois du massif du Mont Blanc n’ont pas fait l’objet de la même attention de la part des photographes (amateurs ou professionnels) et ce depuis les débuts de la photographie en montagne. En outre, sur l’ensemble des photographies, peu d’entre elles sont utilisables pour notre approche diachronique et comparative.

4.1.1 – La photographie de montagne

Comme le notent différents auteurs dont Guichon (1984), la montagne n’a pas toujours été un « paysage » attractif et attrayant. Il a fallu attendre le XVIIIe siècle en Occident pour qu’elle soit jugée belle et fasse l’objet d’un engouement touristique. La dimension esthétique de la montagne s’est construite à partir des œuvres des écrivains d’abord, par les peintres ensuite et par les photographes enfin. Le scientifique Dollfus-Ausset fut le premier à comprendre que la photographie serait un support intéressant de travail en géologie/glaciologie. Il voyagea en 1849 dans les Alpes avec le daguerréotypiste G. Dardel et ramenèrent des daguerréotypes considérés comme les plus anciennes vues des Alpes (de Decker Heftler, 2001 ; ph. 4.1). Dollfus-Ausset se rapprocha ensuite des frères Bisson qui avaient fondé en 1852 leur maison de photographie et travaillaient avec de nouvelles techniques (plaques de verre sensibilisées au collodion). Les premières prises de vue réalisée par A.R. Bisson sur la demande de Dollfus-Ausset avaient une visée scientifique (de Decker Heftler, 2001) comme l’illustre l’article des frères Bisson publié en 1855 dans

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Chapitre 4

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La Lumière : « La photographie appliquée à la géologie ». De nombreux panoramas du massif du Mont Blanc sont réalisés entre 1858 et 1860 depuis la Flégère (massif des Aiguilles Rouges) dont celui des Aiguilles de Chamonix utilisé pour nos travaux. Pour les Drus, nous devons à l’artiste britannique Ruskin un très intéressant daguerréotype de 1854 (?) (ph. 4.2). L’apport scientifique des premiers grands photographes de montagne que sont les frères Bisson, Ruskin, et plus tard Muzet ou Braun, est très important, tant pour nos recherches que pour les études glaciologiques car la période des années 1850-1860 correspond à la fin de la période de péjoration climatique du PAG. Cette période, qui a débuté à la fin du XVIe s’est caractérisée par une crue généralisée des glaciers alpins, avec l’extension maximale des glaciers à l'époque moderne.

Ph. 4.1 – Daguerréotype de G. Dardel du glacier de la Brenva en 1849 (source : de Decker Heftler, 2001). Daguerrotype of G. Dardel of the Brenva glacier in 1849.

Ph. 4.2 – Daguerréotype de J. Ruskin du secteur des Drus, probablement en 1854 (source : Guichon, 1984). Au premier plan, la Mer de Glace qui en cette fin de PAG débordait encore par-dessus les rochers des Mottets. Daguerreotype of J. Ruskin of the Drus area, probably in 1854. In the foreground, the Mer de Glace at the end of the LIA still overflows over the Rochers des Mottets.

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Depuis les débuts de la photographie de montagne, les méthodes ont évoluées très vite. Dans la région du Mont Blanc, la photographie de montagne de la fin du XIXe siècle a été marquée par des lignées comme celles des frères Charnaux ou des frères Jullien. Au XXe siècle, des familles locales telles que les Gay-Couttet (Cuenot, 2004) ou les Tairraz ont réalisé une importante production photographique dans le massif du Mont Blanc. A partir des années 1960-1970, l’origine des photographies de montagne est beaucoup plus variée : la photographie se démocratise.

4.1.2 – Les sources photographiques

Les images les plus anciennes (fin du PAG) sont visibles dans les musées ou les collections privées (famille Seydoux à Chamonix par exemple), ou comme reproductions dans des ouvrages (Guichon, 1984 ; de Decker Heftler, 2001 ; Spies et de Decker Heftler, 2003). Les collections du musée Alpin de Chamonix, de l’Institut de Géographie Alpine de Grenoble, du musée Dauphinois de Grenoble, ainsi que les ouvrages précités ont été d’un grand secours pour la période la plus ancienne. Pour les photographies de la fin du XIXe et la première moitié du XXe siècle, plusieurs sources sont disponibles : (i) les collections privées (collection Tairraz notamment), semi-publiques (fonds documentaires de l’association des Amis du Vieux Chamonix ou du musée Alpin de Chamonix par exemple) et publiques (Archives Départementales de la Haute Savoie) ; (ii) les ouvrages de reproduction (par exemple : Jullien frères, non daté ; Cuenot, 2004) ; et surtout (iii) les cartes postales. Qu’elles soient issues de collections privées (collections Y. Abraham, C. Mollier, P. Payot ou A. Pocachard par exemple) ou d’ouvrages de reproduction (par exemple : Rebuffat, 1981 ; Loux et al., 1992 ; Mollier et Gallay, 1999 ; Mollier, 2000), elles constituent une source importante et peuvent s’avérer de très bonne qualité. Au fil du XXe siècle, la quantité des documents disponibles augmente globalement, à l’image du nombre de photographies du versant nord des Aiguilles de Chamonix recueilli (fig. 4.1). Pour la seconde moitié du XXe siècle, les sources se diversifient. Aux sources déjà mentionnées, s’ajoute un grand nombre d’ouvrages richement illustrés et traitant de la vallée de Chamonix comme du massif du Mont Blanc selon des approches scientifiques (Vivian, 1975, 1979, 2001), culturelles (Tairraz et Tairraz, 1967 ; Frison-Roche et Tairraz, 1968 ; BMC, 1978 ; Ballu, 2002 ; Roy, 2004 ; Banaudo, 2006), sportives (Demaison, 1971 ; Rébuffat, 2001 ; Laroche et Lelong, 1996a, 1996b) ou esthétiques (Duret, 1999 ; Hagenmüller, 2004 ; Labarbe, 2006 ; Colonel, 2008, pour les ouvrages les plus récents).

Fig. 4.1 – Nombre de photographies du versant nord des Aiguilles de Chamonix (ensemble et détails) recueillies par décennies (Ravanel et Deline, 2010). Le nombre important de nos propres photographies n’a pas été pris en compte. Number of photographs of the North Side of the Aiguilles de Chamonix (whole area and details) collected for each decade. The large number of authors’ photographs has not been taken into account.


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Chapitre 4

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De plus, les dernières décennies bénéficient des collections de photographies de guides et de la presse spécialisée : Alpinisme & Randonnée et Montagne Magazine, richement illustrés, ont ainsi été lancés en 1978, tandis que la parution de Vertical a débuté en 1985.

4.1.3 – Parois retenues et photographies utilisées

Deux secteurs ont retenu notre attention compte tenu d’une documentation abondante qui permet de couvrir une longue période sur un même espace. Il s’agit de la face ouest du Petit Dru (3730 m), appelée aussi face ouest des Drus, et du versant nord des Aiguilles de Chamonix qui culmine à l’Aiguille du Midi (3842 m). Les Aiguilles de Chamonix et les Drus sont deux éléments majeurs du massif du Mont Blanc. La proximité de ces secteurs par rapport à Chamonix, leur allure et leur symbolique (les Drus ornent par exemple la médaille des guides de la Compagnie des Guides de Chamonix et sont présentes sur de nombreuses publications publicitaires) expliquent une riche iconographie depuis la fin du PAG. Près de 400 photographies (d’ensemble et de détail) ont pu être rassemblées pour les deux secteurs. Toutefois, seules quelques dizaines ont finalement pu être utilisées pour la reconstitution de l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus et une centaine pour celle du versant nord des Aiguilles de Chamonix (fig. 4.1). Cet écart entre le nombre de photographies rassemblées et le nombre de photographies utilisées tient aux contraintes des clichés : éclairage médiocre, angle de vue inadapté, faible netteté, nébulosité, dégradation, etc. Dans le cas des Drus où seule une face est étudiée, les documents retenus ont un angle de vue sensiblement identique (N90° à N100°, plus rarement N115°), afin de réduire les problèmes d’interprétation. 4.2 – Méthodes de reconstitution de l’évolution morphodynamique des parois

Les reconstitutions de l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix, bien que toutes deux établies par photo-interprétation (comparaison diachronique de photographie), n’ont pas été menées de la même manière compte tenu des surfaces très différentes des deux secteurs d’étude. Ces deux méthodes demandent parfois à être validées (croisement de différentes sources d’information) et/ou complétées (si les séries photographiques s’avèrent incomplètes ou peu fiables) par d’autres témoignages.

4.2.1 – La méthode dite des « Drus »

Afin de documenter le plus précisément possible les écroulements survenus depuis la fin du PAG dans la face ouest des Drus en vue de sa reconstitution morphodynamique, les soixante photographies ont été comparées et interprétées en trois étapes (fig. 4.5). La première est la détermination d’une série de photographies servant de référence pour chaque décennie (tab. 4.1 ; ph. 4.3), en retenant les images de bonne ou très bonne qualité et dont l’angle de vue est très proche. La seconde étape est la délimitation des niches d’arrachement repérées sur cette série de référence et, par l’étude approfondie des photographies, la détermination des périodes caractérisées par des modifications morphologiques et colorimétriques de la paroi engendrées par un ou plusieurs écroulements (fig. 4.2 ; Ravanel et Deline, 2008). La troisième étape a précisé les dates des écroulements recensés en complétant la série de référence par des photographies intermédiaires, prises éventuellement selon des angles de vue différents. Si la méthode semble fiable pour le XXe siècle et le début du XXIe siècle, la seconde moitié du XIXe siècle fut plus délicate à traiter, la comparaison se faisant avec des documents (daguerréotypes et plaques de verre) à résolution et qualité parfois réduites. Pour cette dernière période, un écroulement doit donc avoir un volume minimal de plusieurs centaines de m3 pour pouvoir être relevé.

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Ph. 4.3 – Une partie des photographies qui ont servi à l’établissement de la série de référence pour la reconstitution de l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus (voir Tab. 2.4.1 pour les auteurs). Some examples of photographs that have been used to reconstruct the morphodynamic evolution of the West face of the Drus.

Date Photographe Type de document Source 1854? J. Ruskin Daguerréotype Ruskin Galleries, Isle of Wight 1860 Bisson frères Plaque verre Collection privée 1860 V. Muzet Imprimé Spies et de Decker Heftler, 2003 1868 ? A. Braun Plaque verre Musée d’Unterlinden, Colmar 1869 Inconnu Daguerréotype Collection privée 1886 Charnaux frères Imprimé Mollier, 2004 c. 1900 Jullien frères Plaque verre Collection privée c. 1910 A. Couttet Plaque verre Collection famille Gay-Couttet 1918 Inconnu Plaque verre Collection privée 1926 Inconnu Carte postale Collection privée 1940 E. Frendo Négatif Collection famille Frendo c. 1948 Inconnu Imprimé Collection privée 1952 Blanc Imprimé Alpe Neige Roc, 4 c. 1959 R. Demaison Imprimé Demaison, 1971 c. 1963 Yvon Carte postale Collection privée 1970 G. Rossat Imprimé Collection privée 1972 Inconnu Négatif Collection privée 1978 Inconnu Négatif Collection privée 1989 A. Ghersen Diapositive Collection privée 1995 F. Damilano Imprimé Vertical Roc, 15 2000 J.M. Porte Imprimé Montagne Magazine, 232 2004 D. Duret Carte postale Editions André 25/09/2005 L. Ravanel Numérique

Tab. 4.1 – Principales photographies utilisées pour reconstituer l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus (Ravanel et Deline, 2008). Key photographs used to reconstruct the evolution of the slope instability of the West Face of the Drus.


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Chapitre 4

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Fig. 4.2 – Comparaison de photographies de la face ouest des Drus (Ravanel et Deline, 2008). À gauche : vers 1900 (Jullien frères) depuis la Pierre à Bayer, 2090 m d’altitude, angle de vue : N 115° ; à droite : 1908 (auteur inconnu) depuis le Montenvers, 1913 m d’altitude, angle de vue, N100° ; au centre : cicatrice de l’écroulement de 1905, vue durant l’hiver 1905-1906 (auteur inconnu) ; tiretés : cicatrice d’un écroulement antérieur à la fin du PAG. Photo-comparison of the West Face of the Drus. Left: ca 1900 from la Pierre à Bayer, 2090 m a.s.l, view angle: N115°; right: 1908 from le Montenvers, 1913 m a.s.l, view angle: N100°; centre: the 1905 rockfall scar, seen during the 1905-1906 winter; dotted line: scar of a rockfall that occurred before the end of the LIA.

4.2.2 – La méthode dite des « Aiguilles de Chamonix » Du fait des dimensions du versant nord des Aiguilles de Chamonix, la méthode de reconstitution de l’évolution morphodynamique de ce versant diffère légèrement de celle des Drus, avec ici deux étapes (fig. 4.5). La première est la délimitation des niches d’arrachement actuelles inexistantes sur les photographies les plus anciennes (fig. 4.3), en particulier celle des frères Bisson pour le secteur 2 et la partie sud du secteur 3 (fig. 3.13). Pour l’autre partie du secteur 3, le premier document disponible et utilisable (bonne qualité et angle de vue satisfaisant) est une carte postale de 1905, dont l’étude n’a pas permis de déceler de cicatrices récentes (< 50 ans). Il est à noter que de grandes cicatrices, antérieures à la fin du PAG, sont repérables sur les photographies les plus anciennes, comme dans la face ouest des Petits Charmoz, la face ouest de l’Aiguille de Blaitière ou l’Aiguille des Deux Aigles. Si pour le secteur 4 nous disposons de documents anciens, la comparaison des photographies et la délimitation des cicatrices ont été plus difficiles en raison (i) de la couverture glacio-nivale d’une partie de la face, qui évolue au fil des saisons et des années ; (ii) du contexte géologique : le granite très fracturé favorise de nombreux petits écroulements ; et (iii) de la topographie : il est très difficile de distinguer d’éventuelles petites niches d’arrachement à l’intérieur des grands couloirs qui délimitent les six principaux éperons. C’est pourquoi, du fait des contraintes rencontrées dans le secteur 4 et afin de disposer de données homogènes, seuls les écroulements d’un volume supérieur à 500 m3 ont été retenus pour les trois secteurs du versant nord des Aiguilles de Chamonix. La deuxième étape est l’étude des séries datées de photographies des différentes parois. Elle a permis de déterminer les périodes d’occurrence des modifications morphologiques et colorimétriques induites par les écroulements. Leur datation a éventuellement pu être précisée en recourant à des photographies intermédiaires.

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Fig. 4.3 – Comparaison entre deux photographies de 1862 (Bisson frères) et de 2009 des faces ouest de l’Aiguille des Grands Charmoz et de l’Aiguille du Grépon et de la face nord du Rognon des Grands Charmoz (Ravanel et Deline, 2010). Les secteurs matérialisés par les formes jaunes ont été affectés par des écroulements entre les deux dates. Contrairement aux apparences sur la photographie de 2009, les deux niches les plus basses sont séparées par le glacier des Nantillons. Comparison between photographs of 1862 and 2009 of the West face of the Grands Charmoz and the Aiguille du Grépon, and of the North face of the Rognon des Grands Charmoz. Yellow ellipses indicate areas affected by rockfalls between the two dates. In spite of appearances, the two lowest scars are separated by the Glacier des Nantillons on the 2009 photograph.

4.2.3 – Le recours à la mémoire populaire et à d’autres témoignages

Les séries photographiques qui ont été recueillies et traitées présentent des limites, avec notamment des « trous » sur plusieurs années. Afin de préciser ou de compléter les reconstitutions, il a été nécessaire de diversifier et croiser les sources d’information (cahiers de courses, livres de refuges, topoguides, revues d’alpinisme, témoignages oraux, etc.). Ainsi, la date précise de l’écroulement des années 1900 dans la face ouest des Drus a pu être établie grâce au témoignage de J. Lecarme publié dans la Revue du Club Alpin Français (Lecarme, 1906). Dans la même face, la reconstitution morphodynamique a montré l’occurrence d’un écroulement vers 1975 (Ravanel et Deline, 2008). R. Bozonnet (1981) a été « le témoin d’un éboulement à la base de la face ouest des Drus » à la mi-septembre 1974, ce qui est conforme à ce qui a été relevé à partir des comparaisons de photographies. Le même auteur signale également qu’ « à la fin de l’été 1980 une partie des piliers ouest des Grands Charmoz s’éboulait sur le glacier des Nantillons et faisait disparaître l’une des plus belles voies : le Pilier Carpentier » (deuxième cicatrice la plus basse sur la fig. 4.3), alors que notre analyse photographique nous avait seulement permis de proposer le début des années 1980 comme période d’occurrence. De la même manière, dans le « Guide Vallot », Devies et Henry (1977) notent à propos de l’Aiguille de Blaitière que sa « face ouest a été gravie pour la première fois le 10 septembre 1947 et reprise le 20 septembre 1947. La face a été ravagée par plusieurs grands éboulements entre 1947 et septembre 1952, le premier [ayant eu lieu] le même jour que la seconde ascension, les grimpeurs n’échappant que de justesse à l’écrasement ». Dans le même secteur, c’est un témoignage oral du Peloton de Gendarmerie de Haute Montagne qui a permis de dater un écroulement de 1995, cause d’un accident dramatique pour une cordée d’alpinistes. Enfin, la presse locale (Dauphiné Libéré) a permis de préciser le déroulement de l’écroulement de 1997 aux Drus.


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Chapitre 4

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Ces sources complémentaires sont à la fois le moyen de préciser certaines dates (fig. 4.5) et de valider les résultats des méthodes de reconstitution. Elles laissaient présager, en début de thèse, la possibilité de dresser un inventaire des écroulements historiques (au moins sur le XXe siècle) dans le massif du Mont Blanc, mais après une douzaine de rencontres avec des anciens guides de Chamonix et le dépouillement de plusieurs livres de refuge et de cahiers de guide, il a fallu y renoncer dans le cadre de ce travail. Les données obtenues sont apparues trop parcellaires et peu exploitables à des fins géomorphologiques. La fig. 4.4 présente une donnée typiquement inexploitable : l’observation d’un éboulement ou écroulement avec une localisation et un volume imprécis.

Fig. 4.5 – Aperçu des méthodes de reconstitution de l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix. Overview of the methods for reconstructing the morphodynamic evolution of the west face of the Drus and the north side of the Aiguilles de Chamonix.

Fig. 4.4 – Page du 5 août 1928 du cahier du guide Camille Devouassoux (1900-1965) avec la remarque « grande chute de pierres » dans le secteur de la face NW du Mont Dolent (3823 m), le contraignant à rebrousser chemin. Page of the 5 August 1928 of the personal book of the guide Camille Devouassoux with the remark “large rockfall” in the area of the NW face of the Mount Dolent (3823 m a.s.l.), forcing him to turn back.

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4.3 – Géométrie des volumes écroulés

La reconnaissance exhaustive des écroulements dans les deux secteurs étudiés et leur datation ont été complétées par l’estimation des volumes écroulés et la profondeur maximale d’arrachement. Trois méthodes ont été mises en œuvre pour répondre aux différents cas (éloignement de la cicatrice, importance de l’écroulement). Pour les Drus, la quantification des volumes a pu être réalisée via les mesures par laserscanning terrestre (TLS). Pour les Aiguilles de Chamonix, les mesures se sont faites par topométrie laser, complétées par des mesures indirectes sur carte ou Modèle Numérique de Terrain (MNT) pour les cicatrices trop éloignées.

4.3.1 – Mesures TLS Ces méthodes sont décrites et discutées dans le Chapitre 6. Toutefois, quelques généralités sont présentées ici car elle a permis l’estimation de volume des écroulements des Drus depuis un siècle (Ravanel et Deline, 2008). Faute d’un MNT à suffisamment haute résolution (la résolution du MNT classique de l’IGN étant de 50 m) et puisque la cartographie des parois verticales voire surplombantes est difficile, nous avons estimé les volumes rocheux écroulés à partir de données topométriques spécifiques. Le modèle 3D à haute résolution obtenu a d’abord requis une campagne TLS depuis l’arête des Flammes de Pierre (cf. : ph. 3.9) à l’aide d’un scanner Optech Ilris 3D (Ravanel et Deline, 2006). Puis les données ont été traitées dans la suite logicielle PolyWorks d’InnovMetric qui intègre un ensemble d’outils de traitement de nuages de plusieurs millions de points. Enfin, une fois constitué un nuage de points général, celui-ci a été transformé automatiquement en un modèle polygonal 3D à haute résolution de type TIN (Triangular Irregular Network), sur lequel peuvent être effectuées des mesures (fig. 4.6). Pour évaluer chaque volume écroulé, nous avons identifié sur les photographies différents éléments rocheux présents sur la paroi (dalles ou dièdres par exemple) dont les dimensions (largeur, hauteur, profondeur) peuvent être comparées avec des éléments aujourd’hui disparus. Les dimensions de ces éléments présents ont ensuite été mesurées sur le modèle 3D, ce qui a permis par comparaison d’estimer progressivement les volumes

disparus (Ravanel et Deline, 2008). Des photographies de la face ouest prises selon des angles de vue différents ont facilité l’estimation de l’épaisseur des éléments disparus, qui reste la dimension la plus difficile à déterminer. Fig. 4.6 – Mesures (en mètres) sur le modèle 3D à haute résolution de type TIN. A gauche : modèle général de la face (octobre 2005) ; à droite : détail du modèle. Measurements on the high-resolution TIN model. Left: general model of the face; right: detail of the model with measurements (in meters).


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Chapitre 4

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La précision de l’estimation des volumes détachés est d’autant plus faible que les documents sont anciens et les écroulements de petite taille, avec une marge d’erreur qui peut probablement atteindre 40 à 50 %. Pour l’écroulement de 1974 par exemple – le plus petit des écroulements recensés dans la face ouest des Drus –, les dimensions moyennes de la niche d’arrachement ont été estimées à 25 × 5 × 3 m. Compte tenu de la résolution des photographies qui ont servies à la reconnaissance de cet écroulement, et de la difficulté de transférer sur des photographies des mesures effectuées sur le modèle 3D, ces dimensions peuvent être sur- ou sous-évaluées de près d’un mètre, ce qui implique une marge d’erreur de l’ordre de 50 % pour l’estimation du volume de cet écroulement.

4.3.2 – Topométrie laser, cartes topographiques et MNT Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, les volumes des écroulements dont les cicatrices d’arrachement sont les plus proches de secteurs accessibles ont été estimés à partir des dimensions des cicatrices mesurées par topométrie laser. Compte tenu du type de terrain étudié et de la quantité de données à acquérir, il a été utilisé un matériel léger et permettant une acquisition rapide, le TruPulse 200 de Laser Technology (tab. 4.2). Il se compose d’un télémètre laser, d’un capteur d’inclinaison intégré et d’un processeur numérique. Le télémètre émet des impulsions laser et détermine les distances en mesurant le temps nécessaire à chaque impulsion pour aller du télémètre à la cible et en revenir. Il fournit automatiquement la meilleure précision et la meilleure distance d’acquisition à une cible donnée. La distance maximale de mesure dépend de la qualité de la cible et des conditions ambiantes. Elle est théoriquement de l’ordre de 1000 m. Malheureusement, en haute montagne, la couleur sombre et la texture du rocher, le tir souvent tangent aux cibles et le ciel très lumineux réduisent la portée. L’utilisation sur le terrain a ainsi montré que le TruPulse ne fonctionne bien que pour des distances inférieures à ~ 600 m. Dimensions 12 × 5 × 9 cm Poids 220 g Alimentation 3.0 volts / piles AA Sécurité oculaire FDA Class 1 (CFR 21) Optique agrandissement 7× Ecran à cristaux liquides intégré à l’optique Portée théorique 0 à 1000 m sans cible réflective Inclinaison ± 90° Précision distance ± 30 cm Précision inclinaison ± 0.25° L’estimation du volume d’une cicatrice se fait en quatre étapes (fig. 4.7). La première est la mesure de la hauteur de la cicatrice, avec le mode « distance verticale » pour un point haut et un point bas de la cicatrice (le viseur est doté d’une mire). Le capteur d’inclinaison intégré mesure les angles verticaux utilisés par l’appareil pour calculer l’élévation du point visé par rapport à un plan horizontal passant par l’appareil. La hauteur de la cicatrice est ainsi la distance verticale du point haut à laquelle on retranche la distance verticale du point bas. A partir de cette donnée et d’une photographie de la cicatrice prise la plus de face possible, on estime la largeur de la cicatrice. Sur le terrain, le mode « distance totale » permet d’évaluer l’épaisseur de la tranche de roche disparue lors de l’écroulement, en visant un point à l’intérieur de la cicatrice et un second sur le bord. Quand elles étaient disponibles, des photographies du secteur concerné prises avant l’écroulement ont permis de réévaluer cette profondeur à la hausse ou à la baisse en fonction de la topographie initiale. La dernière étape est le calcul du volume à partir des paramètres mesurés et estimés. Les cicatrices, souvent très irrégulières (profondeurs et largeurs variables), ont généralement été divisées en entités géométriques dont les volumes sont aisément calculables. La marge d’erreur, issue des incertitudes de mesures (± 1m d’après le constructeur) et de celles de la topographie avant écroulement, se situe généralement entre 10 et 30 % mais peut atteindre 50 % dans les cas les plus défavorables.

Tab. 4.2 – Caractéristiques techniques du télémètre laser TruPulse 200. Specifications of the TruPulse 200 laser rangefinder.

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Pour les cicatrices situées hors de portée du télémètre, l’estimation des volumes a nécessité le recours à une méthode plus empirique basée sur le report d’altitudes issues de la carte IGN Top25 3630OT 1:25000 ou du MNT à 50 m du massif du Mont Blanc sur des photographies prises de face. Il a fallu alors être vigilant concernant les éventuels problèmes de perspective. L’erreur peut potentiellement atteindre 60 % pour les plus petits volumes.

Fig. 4.7 – Méthode simplifiée d’estimation du volume d’une cicatrice d’écroulement sur la face NW de l’Aiguille du Peigne à l’aide d’un télémètre laser TruPulse 200. En haut : les quatre paramètres mesurables avec l’instrument. SD : Slope Distance ou distance réelle ; VD : Vertical Distance ou distance verticale ; HD : Horizontal Distance ou distance horizontale ; INC : INClination ou angle de pente. A gauche : mesure de la hauteur h de la cicatrice (h = VD = VD1-VD2). A droite : estimation de la largeur L à partir d’une photographie et de la valeur VD (L = x × VD) et mesure de l’épaisseur E (E = SD1 - SD2). Le volume estimé de la cicatrice est ainsi : V = VD × L × E. Simplified method for estimating the volume of a collapse scar on the NW face of the Aiguille du Peigne using a laser rangefinder TruPulse 200. Above: the four parameters measured with the instrument. SD: Slope Distance; VD: Vertical Distance; HD: Horizontal Distance; INC: INClination. Left: measurement of the height h of the scar (h = VD = VD1 - VD2). Right: estimation of the width L using a photograph and the VD value (L = X × VD) and measurement of the thickness E (E = SD1 - SD2). The estimated volume of the scar is then: V = VD × L × E. Conclusion du Chapitre 4

Les témoignages écrits et oraux d’écroulements ne peuvent suffire pour reconstituer avec précision l’évolution morphodynamique récente de parois rocheuses même très fréquentées. L’étude par photo-comparaison de séries de photographies apparaît comme la méthode la plus appropriée pour dresser des inventaires exhaustifs d’écroulements rocheux dans les secteurs du massif qui bénéficient d’un corpus photographique dense et croissant avec le temps. Comme la photographie de montagne apparaît à la fin du PAG, soit au début de la période pour laquelle l’étude de la relation entre réchauffement climatique et déclenchement d’écroulements est particulièrement pertinente, l’adéquation de la méthode à l’objet d’étude est excellente. La principale limite de cette méthode tient au fait qu’elle exige des séries photographiques continues – que d’autres témoignages ne peuvent remplacer. C’est pourquoi seules des parois emblématiques, proches de centres très touristiques comme Chamonix, en permettent l’application. Une autre limite de cette méthode tient à sa grande consommation de temps, en particulier pour la constitution des séries de photographies, qui doivent être de bonne qualité pour être exploitables.

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The current rockfalls: network of observation and GIS analysis

Besides the inventories of post-LIA rockfalls, it is important to characterize current rockfalls. Only a structured network of observation, coupled with fieldworks, can allow a near-completeness of the census.

The network consists in dozens of guides, hut keepers and mountaineers sensitized to rockfalls observation thanks to posters (fig. 5.1) put in the massif huts, and to a website (fig. 5.2). Initiated in 2005, this network became fully operational in 2007. It was still in use in 2008 and 2009, focused on the central part of the Mont Blanc massif (57 % of the surface of the massif) due to heavy workload. The census was carried out with reporting forms (fig. 5.3), indicating the main features (volume, altitude, aspect, etc.) of the rockfalls and the conditions of the affected rockwall (presence/absence of ice/snow, weather, etc.). The network was reactivated every year through mountaineering forums, emails, radio, and press. As such network guarantees a very good representation of data but can not ensure perfect completeness of the inventories, important fieldwork was also conducted every fall in order to check the reported observations and to complete them. In particular, a check is conducted on the precise location of the scars, their altitude and volume. In 2007, a check of all the observations reported from the network was made by the analysis of aerial photographs (fig. 5.4), but only two rockfall deposits were not related to the network observations (on a total of 45 rockfalls).

Meanwhile, in order to compare the data obtained by the observation network with the exceptional morphodynamic of the 2003 summer heatwave, the 2003 rockfalls were identified from their supra-glacial deposits through the analysis of a SPOT-5 image taken at the end of the heatwave, which covers the entire massif (fig. 5.5).

The characteristics of each collapse (and deposit for 2003) were determined using several methods. The altitude of scars, slope/orientation of the affected rockwalls, and the surface of the deposits were calculated from a GIS (ArcGIS) working on several DEM assembled (fig. 5.6) and sometimes enhanced (fig. 5.7). Without any direct measurements of the scars, the surface of the deposits was multiplied with an estimate of their thicknesses in order to assess the collapsed volumes (uncertainties may reach 50 %). Beyond topographic parameters, several other parameters are needed to study rockfalls predisposing or triggering factors. Geological parameters (lithology and tectonic) are derived from the three geological maps at 1: 50 000 which cover the Mont Blanc massif. The possible presence of permafrost was determined from the TEBAL model of MAGST distribution (fig. 5.8). Because of the biases of this model, only an index of probability of permafrost occurrence is proposed: the permafrost is considered unlikely, possible and likely when MAGST are respectively >0°C, between 0°C and -1°C, and <-1°C.

We will see in Chapter 6 one last rockfalls census method based on the acquisition of high-resolution topographic data.

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Chapitre 5

Les écroulements actuels : réseau d’observateurs et analyse sous SIG

Outre l’inventaire des écroulements post-PAG via les documents photographiques, il importe d’appréhender les écroulements actuels. Seul un réseau d’observateurs structuré couplé au travail de terrain peut permettre une quasi-exhaustivité de ce recensement. Ce chapitre présente la méthode de recensement des écroulements qui ont été relevés en temps réel (de 2007 à 2009), puis celle reposant sur la télédétection verticale. Cette dernière méthode a permis l’inventaire a posteriori des écroulements de 2003. Les méthodes d’extraction des paramètres topographiques et géologiques des écroulements sont abordées en fin de chapitre. 5.1 – Mise en place d’un réseau d’observateurs et recensement des écroulements actuels dans le massif du Mont Blanc

Le signalement d’écroulements dans le massif du Mont Blanc repose sur la mise en place d’un réseau d’observateurs : c’était là un des objectifs du projet PERMAdataROC. Il s’agissait de recenser le plus grand nombre de phénomènes durant l’été, mais aussi tout au long de l’année. Sur le versant français, quelques observations ont été recueillies dès 2005 mais ce n’est qu’en 2006 et 2007 qu’a vraiment débuté la constitution d’un réseau d’observation structuré.

5.1.1 – Mise en place du réseau d’observateurs et fonctionnement

a – 2006-2007 : la mise en place

Sur le versant français du massif du Mont Blanc, les premiers écroulements faisant l’objet d’une documentation précise datent de 2005. Les guides de haute montagne et les gardiens de refuge qui avaient connaissance de nos recherches (refuge des Cosmiques, de la Charpoua, du Requin ou du Couvercle par exemple) ont également rapporté quelques observations éparses. Le peu de données recueillies interdit toute analyse d’ordre statistique en raison de la faible représentativité des données. En 2006, une douzaine de guides de Chamonix a été formée dans le cadre du projet PERMAdataROC. Dix à douze écroulements ont ainsi pu être rapportés, mais l’exhaustivité était encore loin d’être atteinte comme l’a montré le travail de terrain pendant l’automne 2006. Le dispositif est devenu pleinement opérationnel en 2007, et s’est concentré sur la partie centrale du massif, soit 57 % de la superficie du massif (Ravanel et al., 2010a). En effet, du fait de la lourdeur de la tâche, les secteurs suisses (24 % du massif) et SW (19 %) n’ont pu être intégrés dans le réseau d’observateurs. Après les événements observés durant l’hiver et le printemps 2007, 180 guides ont été conviés à une réunion d’information à Chamonix au mois de mai 2007. La présentation du projet PERMAdataROC et des premiers résultats devaient permettre aux guides d’apprécier l’enjeu des recherches engagées et de les inciter à participer au réseau d’observateurs en couvrant cette fois la majeure partie du massif du Mont Banc. Durant tout l’été, une relation étroite avec les guides de la Compagnie des Guides de Chamonix a permis de dynamiser ce réseau.

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Chapitre 5

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Fig. 5.1 – Poster affiché en format A1 dans les refuges du massif du Mont Blanc et dans différentes structures de Chamonix. Poster displayed in A1 format in the huts of the Mont Blanc massif and in different organisms in Chamonix.

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Les écroulements actuels : réseau d’observation et analyse sous SIG

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Côté italien, un autre réseau a été mis en place dans le cadre du projet PERMAdataROC et a mobilisé une dizaine de guides. Avant de nous être transmises, les données issues du réseau italien étaient rassemblées par le guide et géologue M. Ravello. 10 gardiens ou couples de gardiens de refuges, ont été visités au printemps 2007 pour, comme cela avait été fait avec les guides, leurs présenter les tenants et les aboutissants de nos recherches. Les gardiens de refuge sont des observateurs de grande qualité car présents en permanence sur une portion du massif au moins durant tout l’été, ils ont une parfaite connaissance de leur secteur et notamment des faces rocheuses accessibles depuis le refuge, tout en constituant un relais de nos travaux vers les alpinistes. Ce dernier point est pour nous très important car nous avions à cœur d’aboutir à un réseau le plus opérationnel possible mais également de transmettre aux pratiquants de la haute montagne des connaissances sur l’évolution actuelle de ce milieu. Aussi nous sommes-nous attachés à les inclure le plus possible dans le réseau. Pour cela, deux éléments ont été mis en place. Nous avons d’abord réalisé un poster à vocation éducative et scientifique (fig. 5.1) à destination des refuges du massif et de structures telles que la section de Chamonix du Club Alpin Français, la Compagnie des Guides de Chamonix ou l’Office de Haute

Montagne de Chamonix. Educatif, car nous y exposons les principaux mécanismes des détachements rocheux intervenant dans les faces de haute montagne et leurs facteurs de déclenchement. Scientifique, car nous avons mis à disposition de tous les alpinistes les moyens de nous faire part de leurs observations. Nous avons également mis en ligne une page Internet

(http://edytem.univ-savoie.fr/eboulements ; fig. 5.2) présentant nos travaux et leurs enjeux ; des documents complémentaires y sont téléchargeables et le site invite chacun à nous faire part de leurs éventuelles observations.

Fig. 5.2 – La page Internet / the Internet page : http://edytem.univ-savoie.fr/eboulements.


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Chapitre 5

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De manière à également intégrer les professionnels du Peloton de Gendarmerie de Haute Montagne (PGHM) de Chamonix, de l’Ecole Nationale de Ski et d’Alpinisme (ENSA) et du Centre National d’Entraînement à l’Alpinisme et au Ski (CNEAS) de la Police Nationale de Chamonix, des cours de géologie-géomorphologie sont assurés depuis 2007. Ces cours sont l’occasion de sensibiliser ces professionnels aux risques d’écroulements et de les inciter à intégrer le réseau d’observateurs.

b – Fonctionnement du réseau et recensement des écroulements

L’ensemble des professionnels mentionnés a reçu par courrier électronique une fiche de signalement d’éboulement/écroulement (fig. 5.3). Cette fiche était également – et est toujours – téléchargeable sur la page Internet concernant nos recherches et le lien vers cette page est disponible dans les courriers électroniques que reçoivent les professionnels, sur les posters présents dans les refuges (qui expliquent comment remplir la fiche), sur les fiches de signalement elle-même et sur Internet (forums de montagne et d’alpinisme : Camptocamp, Fédération Française de la Montagne et de l’Escalade, Club Alpin Français, etc.). Cette fiche a pour but de recueillir les éléments les plus importants de chaque observation, qu’elle soit faite par un professionnel de la montagne ou un amateur. Elle doit fournir les informations les plus complètes et précises possibles sur les dimensions et les conditions de l’éboulement/écroulement tout en restant aussi simple que possible à remplir par l’observateur. Plusieurs séries de données sont à renseigner : la source de l’éboulement/écroulement observé, la localisation du point d’observation et les conditions de la paroi au niveau de la zone de rupture. Des photographies sont souhaitées, tout comme d’autres observations ou précisions telles que les conditions météorologiques du jour et des jours précédant l’événement, les conditions de neige et de glace de la face, etc. Les fiches pouvaient être remplies et déposées dans les refuges où elles étaient et sont toujours généralement à disposition (elles sont récupérées en fin de saison lors de la fermeture du refuge), ou retournées par courrier électronique (éventuellement via la page Internet). Les données peuvent également être transmises par téléphone ou directement, ce qui est le cas pour de nombreuses observations de guides. Pour ces derniers, les fiches servent alors de rappel afin d’identifier les paramètres et caractéristiques les plus importants à nous transmettre.

Fig. 5.3 – Fiche de signalement d’un écroulement (version 2009). Rockfall reporting form.

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Depuis 2007, ce réseau d’observateurs a permis de recueillir des données sur les deux versants du massif, enrichies en 2007 et 2008 par le réseau italien. En 2009, celui-ci n’a pu être maintenu (fin du projet PERMAdataROC) mais quelques informations de guides italiens ont pu être relayées par la Fondation Montagne sûre, corroborant des observations du réseau français.

c – Réactivation annuelle du réseau

Depuis 2007, le réseau d’observateurs est annuellement réactivé afin de lui signifier la poursuite de nos travaux. Ainsi, chaque année, des posts sont déposés sur les principaux forums d’alpinisme (camptocamp, FFME, CAF, etc.), un courrier électronique est envoyé aux guides par le biais de la liste de diffusion du Syndicat National des Guides de Montagnes (SNGM) et de la Compagnie des Guides de Chamonix, et la plupart des gardiens du massif font l’objet d’une visite. D’autres actions ont également été mises en œuvre auprès des guides, des alpinistes et des curieux. Ainsi, nous avons présenté le réseau et ses objectifs à la radio (radio Mont Blanc en 2008), dans la presse (édition Mont Blanc du Dauphiné Libéré en 2009 ; La Tribune de Chamonix en 2010) et lors de nombreuses conférences scientifiques et de vulgarisation (assemblée générale de la Compagnie des Guides de Chamonix en 2007, assemblée générale de la Chamoniarde de Secours en Montagne en 2007 et 2008), conférences de la Réserve Naturelle des Aiguilles Rouges en 2008, Cafés de la Sciences, Rencontres au Sommet et Club des Sports de Chamonix en 2009. Un article a été publié dans le revue du SNGM (Ravanel, 2008), un autre dans celle du Groupe de Haute Montagne (GHM ; Ravanel, 2010).

5.1.2 – Vérification des observations et place du travail de terrain

Le réseau d’observation garantit une très bonne représentativité des données obtenues mais ne peut pas assurer une parfaite exhaustivité du recensement. Aussi, chaque automne, un important travail de terrain systématique est effectué afin de vérifier les observations issues du réseau et les compléter, lorsque des données/paramètres d’un écroulement recensé par le réseau sont manquants, et dans les cas d’événements identifiés sur le terrain par leur dépôt corrélatif et non recensés par le réseau (en particulier dans les secteurs les moins fréquentés). Les campagnes de terrain associées aux vérifications/compléments des données relatives aux écroulements actuels ont représenté une quinzaine de journées en 2007, moitié moins en 2008 compte tenu de chutes de neiges très précoces (tout début d’automne) à basse altitude, et plus d’une vingtaine en 2009 pour notamment combler en partie les carences de 2008. Le premier type de complément est établi à partir d’observations de terrain. En général, il s’agit de renseigner des items sur les fiches de signalement quand cela n’a pas été fait par l’observateur, ou incorrectement. Seules les conditions météorologiques locales (les données de Chamonix et celles du lieu de l’écroulement peuvent être très différentes) et les conditions de la niche d’arrachement au moment de l’écroulement ne peuvent pas être convenablement renseignées a posteriori. En outre, les informations portées sur les fiches (ou données directement) sont dans la mesure du possible vérifiées. En particulier, une vérification est menée concernant la localisation précise de la niche d’arrachement, son altitude ainsi que son volume (cf. : méthodes d’estimation du volume d’une cicatrice d’arrachement § 4.3). Les différentes campagnes de terrain ont également été l’occasion de procéder à quelques observations de dépôts frais (c'est-à-dire dont la mise en place s’est produite dans l’année) relatifs à des écroulements non rapportés par le réseau d’observation, ce qui a permis de compléter le catalogue d’écroulements et de rendre ce dernier quasiment exhaustif, sauf pour 2008 où quelques événements ont pu ne pas être relevés. En 2007, première année où le réseau a été pleinement opérationnel, une vérification de sa qualité a été réalisée à partir de l’analyse de photos aériennes. Près de 37 % de la superficie du massif et 62 % de la superficie du secteur étudié sont couverts par cette couverture


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Chapitre 5

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photographique. L’objectif était de savoir si le nombre de dépôts frais présents sur les photos correspondaient en totalité ou non aux écroulements recensés par le réseau d’observation (fig. 5.4). Sur la surface couverte par les photos, seuls deux dépôts d’écroulements n’étaient pas reliés à des observations (sur un total de 45 écroulements), ce qui constitue une bonne validation de la méthode de recensement par le réseau.

Fig. 5.4 – Vérification de l’exhaustivité du recensement des écroulements de 2007 dans le bassin d’Argentière par reconnaissance des dépôts supraglaciaires d’écroulements sur des photos aériennes du 16 septembre 2007 (source : LGGE). A gauche : localisation des écroulements recensés (carte IGN Top25 3630OT). A droite : les dépôts reconnus comme dépôts d’écroulements (en jaune) et comme dépôts plutôt associés à des avalanches de neige ou de glace (en rouge). Verification of the completeness of the inventory of the 2007 rockfalls in the Argentière basin by recognition of supraglacial rockfall deposits on aerial photographs of the 16 September 2007. Left: location of observed rockfalls. Right: deposits recognized as rockfall deposits (in yellow) and as deposits of snow/ice avalanches (in red). 5.2 – Télédétection verticale des dépôts d’écroulement de l’été 2003 dans le massif du Mont Blanc

L’été 2003, qui a illustré certains des effets les plus spectaculaires du réchauffement climatique sur les milieux de haute montagne, a favorisé la prise de conscience collective concernant les écroulements rocheux (Ravanel et al., 2010c). L’étude de la dégradation du permafrost et de ses conséquences a ainsi débuté à cette date dans les Alpes françaises ou italiennes, les chercheurs suisses ayant entrepris des recherches une dizaine d’années auparavant. Toutefois, très peu de données concernant les écroulements ont été acquises en 2003, malgré leur fréquence très élevée. Cette section présente la manière dont un inventaire des dépôts d’écroulements de 2003 a été établi pour le massif du Mont Blanc à partir de données extraites d’une image satellite.

5.2.1 – La source de données : une image satellite SPOT 5

Les satellites SPOT (Satellites Pour l’Observation de la Terre) sont une série de cinq satellites de télédétection civils et d’observation de la surface terrestre. Les images acquises constituent un moyen efficace pour extraire des informations géographiques objectives et fiables de la surface terrestre selon un large champ d’observation (60 × 60 km). SPOT 5 dispose d’une

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instrumentation qui permet la création d’images à 2.5 m de résolution – particulièrement adaptées à notre objectif. Afin de reconnaître les dépôts d’écroulements sur l’ensemble des glaciers du massif du Mont Blanc, plusieurs conditions étaient nécessaires, déterminant le choix de l’image SPOT : (i) ensemble du massif présent sur l’image, (ii) absence de couvert nuageux, (iii) image enregistrée le plus tard possible dans l’été mais avant les chutes de neige de la seconde moitié de septembre. Compte-tenu du cycle orbital du satellite (26 jours), c’est l’image SPOT-5 panchromatique 051/257 du 23/08/2003 (© CNES-Spot Image, programme ISIS 0412-725) qui a été retenue.

5.2.2 – Inventaire des écroulements

Pour faciliter la détection visuelle des dépôts et réduire la taille du fichier, le travail a été réalisé sur une fenêtre d’environ 20 × 35 km, correspondant au secteur d’étude élargi (fig. 5.5). La luminosité et les contrastes de l’image ont été réglés pour faciliter l’observation des dépôts numérotés (En) grosso modo du nord au sud du massif. Seuls les dépôts d’un volume minimal estimé de 100 m3 ont été relevés. Il est important de noter que certains dépôts peuvent être corrélatifs de plusieurs écroulements, issus du même secteur ou de secteurs différents.

Fig. 5.5 – Le massif du Mont Blanc, détail de l’image satellite SPOT-5 panchromatique 051/257 du 23 août 2003 (10h50 TU ; source : Great-Ice). A droite, trois fenêtres de 750 × 750 m. The Mont Blanc massif, detail of the panchromatic SPOT-5 satellite image 051/257 of the 23 August 2003 (10:50 GMT). Right: three windows of 750 × 750 m.


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Deux limites ont contraint la réalisation de l’inventaire (Ravanel et al., 2010c) : (i) l’extension importante des glaciers noirs, sur lesquels il est difficile de distinguer d’éventuels dépôts d’écroulement frais du reste de la couverture détritique supraglaciaire ; (ii) l’heure d’acquisition de l’image (10h50 TU), qui favorise les ombres portées, en particulier au pied des faces nord. Ces deux limites peuvent se combiner localement sur le revers NW du massif (fig. 5.5), d’où le recours à des travaux complémentaires pour ces secteurs. Ainsi, nous avons utilisé Ravanel et Deline (2010) pour le versant nord des Aiguilles de Chamonix (E166 à E177), Ravanel et Deline (2008) pour la face Ouest des Drus (E180), et des observations directes pour la face nord des Grands Charmoz (E178 et E179).

5.2.3 – La caractérisation des écroulements de 2003

Les paramètres de chaque dépôt et écroulement ont été extraits en recourant à plusieurs méthodes (Ravanel et al., 2010c). L’altitude des cicatrices d’écroulement (repérées sur le terrain, ou à partir des photographies ou de l’image satellite), la déclivité et l'orientation micro-topographique des parois affectées ont été calculés à partir d’un SIG (voir § 5.3). La détermination de la superficie des dépôts sur Bayo-IGN PhotoExplorer, combinée à une estimation de leur épaisseur fondée sur l’expérience de terrain, a permis d’évaluer le volume de ces écroulements. Si certains de ces volumes ont été vérifiés par des mesures directes des cicatrices d’écroulement (voir § 4.3.2 pour la méthode), la méthode seule – sans vérification de terrain – comporte des incertitudes qui peuvent être de l’ordre de 50 %. 5.3 – SIG et extraction des paramètres des écroulements

Les SIG sont des ensembles organisés intégrant différents éléments pour la saisie, le stockage, la manipulation et l'analyse de toutes les informations géoréférencées. Les écroulements et les attributs qui s’y rapportent (pentes, orientations, présence de permafrost, etc.) sont des données spatiales. Cette partie présente le SIG utilisé ainsi que la méthode pour extraire et traiter les paramètres des écroulements de 2007, 2008 et 2009 recensés par le réseau d’observation et ceux des écroulements de 2003 relevés à partir de l’image satellite SPOT 5.

5.3.1 – La suite logicielle ArcGIS

Les SIG sont des Systèmes de Gestion de Base de Données (SGBD) qui se distinguent

des SGBD traditionnels par leur capacité à structurer les données sur la base de critères spécifiquement spatiaux (Brunet et al., 2001). Ils offrent toutes les possibilités des bases de données (telles que requêtes et analyses statistiques) avec une visualisation 2D ou 3D, ce qui en fait des outils à très grande variété d’applications (Antenucci et al., 1991), dont l’analyse des instabilités de versant (Carrara et al., 1991 ; Mani, 1992 ; Dikau, 1993 ; Dikau et al., 1996 ; Giardino et al., 2004) et, en particulier, des écroulements rocheux (Menendez-Duarte et Marquinez, 2002 ; Noetzli et al., 2003) en vue généralement d’une prévision ou d’une évaluation du risque (Ayala-Carcedo et al., 1998 ; Baillifard et al., 2003 ; Dorren et Seijmonsbergen, 2003 ; Jaboyedoff et Labiouse, 2003 ; Marquinez et al., 2003 ; Lan et al., 2007 ; Ruff et Rohn, 2008). Pour ces travaux, nous avons utilisé l’actuelle version 9.3.1 de la suite logicielle ArcGIS d’ESRI.

5.3.2 – Modèle Numérique de Terrain et extraction des paramètres topographiques

La position transfrontalière du massif du Mont Blanc a imposé le recours à plusieurs MNT dont l’assemblage a été effectué dans le module de gestion et d’analyse en mode raster, Spatial Analyst d’ArcGIS (fig. 5.6). De ce MNT ont été extraits les angles de pente, les

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orientations et les altitudes des écroulements dans ce même module. Pour la partie italienne du massif, nous avons utilisé un MNT dont la résolution, c’est-à-dire la distance entre deux points adjacents du MNT, est de 10 m (partie du MNT de la Région Vallée d’Aoste). Cette résolution est adaptée à l’extraction des paramètres topographiques des écroulements. Pour la France, en l’absence de modèles à haute résolution, nous avons utilisé un MNT à 50 m issu de la BD Alti de l’IGN (projection Lambert 2 étendu). Dans les principaux secteurs du massif où se produisent les écroulements, la résolution du MNT a été améliorée à environ 10 m en digitalisant les courbes de niveau et les points cotés sur la carte IGN Top 25 3630 au 1:25 000. Ces courbes et points permettent d’élaborer un TIN dans le module 3D Analyst (fig 5.7). Pour construire ce MNT, il a été nécessaire d’interpoler la surface du terrain. Il existe une distinction entre méthodes

Fig. 5.6 – La différence de résolution des MNT français (à droite ; résolution : 50 m) et italiens (à gauche ; résolution : 10 m) du massif du Mont Blanc (doc. F. Allignol). The difference in resolution of the French (right; resolution: 50 m) and Italian (left; resolution: 10 m) DEM of the Mont Blanc.

Fig. 5.7 – Amélioration du MNT IGN à 50 m (A, secteur des Aiguilles de Chamonix) par digitalisation et extrapolation des courbes de niveau de la carte IGN Top25 3630 au 1:25 000. Le résultat est un MNT d’une résolution proche de 10 m (B). Enhancement of the IGN 50 m DEM (A, Aiguilles de Chamonix area) by digitizing and extrapolating contours lines of IGN Top25 3630 1:25 000. The result is a DEM with a resolution of c. 10 m (B).


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Chapitre 5

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d’interpolation exacte (les données en entrée restent les mêmes après l’interpolation) et méthode d’interpolation non exactes (les données en entrée sont modifiées par la méthode d’interpolation). La méthode d’interpolation TIN est exactement contrairement à la méthode raster. Les TIN sont ensuite transformés en raster à une résolution de 10 m afin d’effectuer des analyses spatiales homogènes entre la France et l’Italie. Les MNT français et italiens débordent suffisamment sur la Suisse pour que nous n’ayons pas à utiliser un MNT suisse. Les paramètres topographiques des écroulements qui se sont produits en 2003 dans la partie suisse du massif pour laquelle nous ne disposons pas de MNT ont été estimés à partir des cartes Swisstopo 1344, 1345 et 1365 au 1:25 000.

5.3.3 – Les paramètres géologiques et de température

Au-delà des paramètres topographiques, plusieurs autres paramètres sont nécessaires pour étudier le déclenchement des écroulements, qu’il s’agisse de facteurs de prédisposition ou de facteurs de déclenchement. Les paramètres géologiques (lithologie et tectonique) sont issus des trois cartes géologiques au 1: 50 000 couvrant le massif du Mont Blanc : Saint-Gervais-les-Bains (Mennessier et al., 1977), Chamonix (Ayrton et al., 1987) et Mont Blanc (Antoine et al., 1978). Ces paramètres ne sont utilisés que pour l’étude des écroulements de 2003, seule étude à couvrir l’ensemble du massif du Mont Blanc, le recensement des écroulements de 2007, 2008 et 2009 s’effectuant dans la partie centrale du massif quasiment exclusivement composée de granites. Pour la lithologie des secteurs d’origine des écroulements de 2003, seuls les gneiss sont à différencier des granites qui constituent la majeure partie du massif. Concernant la structure, il n’y a que la feuille de Chamonix qui indique les principales failles, ce qui ne permet pas d’avoir une vue sur l’ensemble du massif de la relation entre les principales failles et les écroulements. La présence éventuelle de permafrost a été déterminée à partir du modèle TEBAL de distribution de la MAGST (cf. : 2.2.3.a ; fig. 5.8), établi à partir de données météorologiques suisses de la période 1982-2002 (Gruber et al., 2004b). Du fait des biais de ce modèle, seul un indice de probabilité d'occurrence du permafrost dans les secteurs affectés est proposé : le permafrost est

jugé improbable, possible et probable lorsque la MAGST est respectivement > 0°C, comprise entre 0°C et −1°C, et < −1°C (Ravanel et al., 2010a).

Fig. 5.8 – Modèle de distribution des MAGST dans le secteur Talèfre-Leschaux (modèle TEBAL - S. Gruber ; drapage E. Ployon). Les températures sont comprises entre -1°C (orange foncé) et -13°C (bleu foncé). MAGST distribution model in the Talèfre-Leschaux area (TEBAL model). Temperatures are between -1°C (dark orange) and -13°C (dark blue).

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Ce chapitre a exposé les modalités de mise en place, de fonctionnement et de réactivation annuelle d’un réseau d’observateurs des écroulements dans le massif du Mont Blanc, composé de professionnels de la montagne et d’amateurs, dont l’objectif est le recensement des écroulements en temps réel. Compte tenu de l’important travail de coordination et du temps nécessaire sur le terrain pour vérifier et compléter les données, le réseau fonctionne dans la seule partie centrale du massif du Mont Blanc (57 % du massif). Mis en place à partir de 2005, il est devenu pleinement opérationnel en 2007. Ce réseau d’observation a l’intérêt d’impliquer les pratiquants – professionnels ou non – dans une double démarche, scientifique et pédagogique, car ils font l’objet d’une sensibilisation à l’évolution actuelle des milieux de haute montagne. Parallèlement, afin de comparer les données obtenues par le biais du réseau avec l’exceptionnelle morphodynamique de l’été caniculaire de 2003, les écroulements de cette année-là ont été recensés à partir de leurs dépôts sur glacier grâce à l’analyse d’une image SPOT de la fin de la période caniculaire et qui couvre tout le massif. L’ensemble des données obtenues a été traité sous SIG, afin de déterminer les paramètres (topographie, géologie, présence probable ou non de permafrost) qui ont prévalu lors du déclenchement de ces écroulements, pour en effectuer ensuite une analyse statistique. Nous verrons dans le Chapitre 6 une dernière méthode de recensement des écroulements – mais également des éboulements et chutes de blocs –, basée sur l’acquisition de données topographiques à très haute résolution.

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Terrestrial laserscanning measurements of current geomorphic activity

If the goal of the network of observers is to identify rockfalls in the Mont Blanc massif, the observations must be supplemented by high-resolution data from selected rockwalls. The laserscanning, which is an innovative technique of remote topography (fig. 6.3), currently appears to be the most appropriate method to monitor high mountain rockwalls, and hence to distinguish and quantify mass movements.

Laser ranging is based on the transmission/reception of infrared-light signals of very low spatial dispersion and high temporal precision (fig. 6.1). The time of flight of the laser beam allows distance measurements of several hundred of meters, with centimeter accuracy. Terrestrial laserscanners combine specifications of laser (directional character of beams) and radar (localization, fig. 6.2), thus allowing the survey of large topographic surfaces. However, terrestrial laserscanning has some limitations: its heavy weight, its high cost of scanners and processing software, its limited range, the long time required for data processing.

Measurements in the Mont Blanc massif began in June 2005 with the Optech Ilris 3D (ph. 6.1), which acquires 2 000 points per second with a high accuracy, at a maximal distance of 600 m. Rockwalls were scanned once or twice a year (tab. 6.1). Data acquisition is automatically carried out, once the shooting windows (fig. 6.6) and points spacing are determined. The result of a scan is a cloud of points with Cartesian coordinates acquired in a landmark peculiar to the scanner.

The point clouds are processed with the software InnovMetric PolyWorks (fig. 6.7). The first step is to match or align the different clouds of points to form 3D models of the rockwalls (fig. 6.9.B). The point clouds are first assembled from the recognition and matching of "n pairs of points" (fig. 6.8). The alignment is then improved by using the "best fit" tool. Despite several angles of view whenever possible, many masks result from the topography (dihedrals, spurs, ledges, overhangs) and the presence of ice and snow. In a second step, the comparison of 3D models allows to obtain comparison maps that are used to identify morphological changes. Two models of a given rockwall are therefore matched and compared (measurements of the differences between them; fig. 6.9.C). The operator can then identify areas affected by mass movements using a colour scale on the difference map (fig. 6.10). Once a detachment is identified, its volume can be quantified: a plan is first created behind the two aligned 3D models, then the volume "plan to model year Y" is subtracted from the volume "plan to model year Y-1" (fig. 6.11). Depending on rockwalls, the maximum total uncertainty ranges between 40 and 100 mm, and is almost exclusively related to the z axis. PolyWorks can finally change the reference system of a 3D model by passing to a standard landmark (georeferencing). However, this last step requires knowledge of the coordinates of at least three points of the 3D model (fig. 6.12).

Beyond the recognition and quantification of mass movements, high-resolution 3D models provide a valuable support for morpho-structural analysis and interpretations (fig. 6.13).

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Chapitre 6

Mesure de l’activité géomorphologique actuelle par laserscanning terrestre

Si le réseau d’observation a pour objectif le recensement des écroulements dans le massif du Mont Blanc, les résultats se devaient d’être complétés par des données à haute résolution issues de « parois-pilotes ». Le TLS, technique de topographie à distance et à haute résolution, apparaît actuellement comme la méthode la plus pertinente pour le suivi des parois de haute montagne, et par suite pour la distinction et la quantification des chutes de pierres, éboulements et écroulements qui affectent ces parois. Cette méthode est mise en œuvre dans le massif du Mont Blanc depuis 2005 à un rythme d’abord biannuel puis annuel. Ce chapitre présente la méthode TLS, montre la manière dont ont été quantifiés précisément des détachements rocheux, et indique les possibilités d’analyses géomécaniques de ceux-ci. 6.1 – TLS et acquisition de données topographiques à haute résolution

La méthode TLS (ou LiDAR terrestre) est à l’avant-garde dans le domaine de la

topographie. Encore peu utilisée pour le suivi (monitoring) des dynamiques des versants de haute montagne, elle permet assez facilement et en peu de temps de lever de grandes surfaces avec de très hautes résolution et précision. En revanche, le traitement des données est assez long et complexe, mais il permet d’obtenir des MNT diachroniques de grande qualité, dont la superposition permet de dresser des bilans précis d’évolution. Cette section présente la méthode TLS et ses fondements théoriques. Elle montre en quoi elle est tout particulièrement adaptée au levé et au suivi des parois rocheuses – souvent très raides voire subverticales – de la haute montagne alpine.

6.1.1 – Principes de base de la mesure laser

L’acquisition de données topographiques précises est importante pour la connaissance et la compréhension des milieux naturels. Les développements technologiques récents tels que la mesure laser, le GPS ou la photogrammétrie facilitent cette acquisition et la rendent de plus en plus efficace pour la restitution du modelé et la quantification des changements morphologiques, y compris en contexte topographique complexe. La mesure laser (ou télémétrie laser) repose sur les propriétés électromagnétiques d’un type particulier de lumière. La lumière, qui correspond à un rayonnement électromagnétique, présente à la fois les propriétés des ondes et des particules. Elle peut être caractérisée par une longueur d’onde, une fréquence et une intensité. Dans la conception actuelle de la lumière, les ondes électromagnétiques sont constituées de photons qui ne possèdent pas de masse mais une énergie (E) proportionnelle à la longueur d’onde (λ) :

λhcE =

où h est la constante de Planck et c la vitesse de la lumière. En fonction de l’énergie du photon, la lumière peut aller de l’ultraviolet à l’infrarouge en passant par la lumière visible. Les longueurs d’onde de la lumière visible sont situées entre 400 et 700 nm tandis que celles du

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Chapitre 6

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laser s’étendent à la fois dans l’infrarouge et l’ultraviolet. Dans tous les cas, la lumière est émise le long de trajectoires aléatoires ; quand cette lumière rencontre un objet (une paroi rocheuse par exemple), une part du rayonnement électromagnétique est réfléchit par la surface (notion de réflectance). La différence entre le rayonnement réfléchi et la quantité de rayonnement reçue par la surface correspond à la réflexion. Une surface réfléchit (Rλ), transmet (Tλ) et/ou absorbe (Aλ) l’énergie (E) incidente (Iλ) reçue selon l’équation :

λλλλ RATI EEEE ++= où λ est la longueur d’onde du rayonnement électromagnétique. Une surface qui réfléchit le rayonnement incident dans une seule direction et pour laquelle l’angle de réflexion et égal à l’angle d’incidence est dite spéculaire : elle ne renvoie pas de rayonnement en direction de la source car la rugosité de la surface est plus petite que la longueur d’onde du rayonnement incident. Dans les environnements naturels, on trouve ce type de réflexion dans le cas de l’eau ou de la glace. Un second type de réflexion très courant dans les environnements naturels est la réflexion diffuse ou lambertienne. La réflectivité (fraction de l'énergie incidente réfléchie par une surface) est alors dépendante de l’angle d’incidence, de la rugosité – dont la taille est par ailleurs plus grande que la longueur d’onde du rayonnement incident – et des propriétés intrinsèques de la cible. En pratique, la plupart des surfaces naturelles montrent une combinaison des deux types de réflexion et la part de lumière réfléchie augmente avec l’angle d’incidence tandis que la réflectivité est dépendante de la longueur d’onde. De plus, les surfaces naturelles absorbent une part de l’énergie reçue et réfléchissent l’autre part selon une certaine longueur d’onde. Le résultat de cette absorption et de cette réflectance sont les couleurs que nous percevons. Concernant le laser (Light Amplification by Stimulated Emission of Radiation), c’est à Einstein (1917) que nous devons le cadre théorique avant la construction du premier appareil en 1960. Le laser produit des faisceaux lumineux extrêmement fins et puissants (dit cohérents), obtenus par un système d'amplification de la lumière par stimulation d'émission de rayonnement. Ceci permet aux rayons ainsi produits d’être extrêmement directionnels et d’une grande pureté spectrale (caractère monochromatique). La cohérence de la lumière laser est liée au fait que les photons du milieu naissent sur le passage d'autres photons qui sont en phase avec eux dans leurs mouvements. En outre, la pureté et la directivité du faisceau s’expliquent par la simultanéité d’émission de photons de même énergie et de même direction que les photons incidents. Depuis le premier instrument construit, les lasers se sont fortement allégés tandis que la pureté spectrale a été améliorée et le diamètre des rayons largement réduit.

Fig. 6.1 – Principes de fonctionnement d’une mesure laser de distance (inspiré de Heritage et Large, 2009). Principles of operation of a LiDAR.

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La télémétrie laser, dont la forme la plus aboutie est le laserscanning, s’est ainsi développée à partir des années 1960. Elle est basée sur l'émission-réception de signaux lumineux infrarouges à très faible dispersion spatiale et grande précision temporelle par un appareil constitué principalement d’un émetteur laser et d’un récepteur capable de recueillir l’énergie réfléchie par une cible (fig. 6.1). Le temps du trajet aller-retour ou temps de vol (time of flight) du rayon laser permet de mesurer des distances de plusieurs centaines de mètres avec une précision de l’ordre du centimètre (Kilpelä, 2004 ; Slob et Hack, 2004). La valeur de la distance Z résulte du calcul :

Z = ½ cΔt où c est la vitesse de la lumière et Δt le temps d’aller-retour du rayon.

6.1.2 – Laserscanning et géomorphologie

a – Le laserscanning terrestre

Le TLS, également appelé lasergrammétrie terrestre ou balayage laser terrestre ou encore scannerisation laser terrestre, est une technologie LiDAR qui remonte à bientôt 30 ans. Mais ce n’est que récemment que sont apparues de nouvelles orientations pour cette technologie, grâce à la fois à de nouveaux logiciels mais aussi à la précision croissante des appareils disponibles (Pagano et al., 2005). Les scanners laser terrestres associent les spécificités du laser (caractère directionnel des rayons) et du radar (localisation). De plus, comme il est possible de générer des impulsions de très courte durée, les scanners laser sont susceptibles d’émettre et de recevoir plusieurs milliers d’impulsions par seconde grâce à la combinaison d’un puissant émetteur laser, d’un mécanisme réflecteur opto-mécanique extrêmement performant et d’un récepteur, d’où la possibilité de lever des grandes surfaces topographiques. Ces scanners sont des dispositifs d’acquisition actifs qui émettent de l'énergie électromagnétique sous forme de rayons lasers et enregistrent en retour la quantité de cette énergie renvoyée par l’objet scanné (notion de réflectivité). La très grande exactitude relative à la mesure du temps d’aller-retour des rayons et à celle de l'attitude angulaire de chaque impulsion permet de rassembler des nuages de points dans un système de référence propre à l’appareil. Chacun des points du nuage possède donc ses coordonnées géométriques propres (fig. 6.2). Le principe de levé est le calcul du temps de parcours d’une impulsion laser (TOF) entre l’émetteur laser de l’appareil et le premier point rencontré par le rayon d’où il revient vers l’appareil où il est reçu par un récepteur puis analysé. La distance, associée à la connaissance des deux angles d’émission du rayon concourt à déterminer les coordonnées du point en question. La précision de la mesure des distances est en relation avec la remarquable uniformité du rayon (précision angulaire de l’ordre du milli-radian) et avec la possibilité d’émettre des impulsions à une fréquence de quelques nanosecondes. La fréquence des impulsions laser doit être telle que lorsqu’une impulsion laser est émise par le scanner, aucune autre impulsion ne doit être émise avant le retour de la première sans quoi la position de la cible ne pourrait être calculée. Le fait qu’une impulsion laser ne revienne pas au scanner peut s’expliquer par le fait que la réflectivité de la cible est trop faible (plus la réflectivité d’un objet est faible, plus la portée d’un scanner est réduite), par le fait que la surface scannée ne renvoie pas ou trop peu d’énergie incidente au scanner (surfaces spéculaires telles que l’eau ; de même les surfaces de neige ou la glace propres sont « invisibles » pour de nombreux scanners), ou par le fait que l’objet scanné est trop éloigné (portée de l’appareil dépassée). Comme la diminution de l'énergie d’une impulsion laser incidente est inversement proportionnelle au carré de la distance, les objets éloignés nécessitent une émission d’impulsions de haute énergie et/ou une réflectivité élevée pour être détectés. Le résultat d’un scan est un nuage de points correspondant à un ensemble de données (x, y, z, r) où x, y et z sont les coordonnées cartésiennes des points acquis dans un repère propre au scanner dont l’origine est (x, y, z = 0,0,0) et où r correspond à la valeur de la réflectivité du point mesuré.


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Chapitre 6

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b – Opportunités et utilisation du laserscanning en géomorphologie

Le laserscanning permet de déterminer les coordonnées 3D d’objets naturels sur de vastes surfaces avec une grande précision et une haute densité. La production de modèles 3D est finalement plus efficace avec cette technologie qu’avec les méthodes conventionnelles en raison d’une acquisition très précise (cf. : 6.3.2.b), rapide et relativement simple. Le TLS mais également le laserscanning aéroporté occupent ainsi aujourd’hui une place croissante en topographie et offre d’importantes opportunités pour la recherche sur les caractéristiques et l’évolution de la surface terrestre dans des gammes de temps et d’espace jusqu’alors impossibles (fig. 6.3). Selon Large et al. (2009), cette technologie faciliterait même une éventuelle révolution dans la compréhension des systèmes terrestres. La géomorphologie en particulier nécessite souvent le levé topographique précis et à haute résolution des surfaces étudiée à des fins d’études morphométrique (Lichti et al., 2002 ; Charlton et al., 2003 ; Nagihara et al., 2004 ; Ravanel et Deline, 2006 ; Heritage et Milan, 2009). Lever un espace signifie tenter de transcrire avec le plus grand nombre de points possible une réalité de terrain. Le souhait est d’obtenir un modèle géométriquement mesurable et qualitativement évaluable (Schaefer et Inkpen, 2010). Deux types d’utilisations du laserscanning peuvent être distingués en géomorphologie : la cartographie et le suivi (monitoring). Concernant ce suivi (Fröhlich et Mettenleiter, 2004 ; Wheaton et al., 2010), de nombreux travaux ont été conduits sur des objets très variés :

- les mouvements de versant (Dewitte et Demoulin, 2005 ; Lingua et al., 2008 ; Oppikofer et al., 2008a, 2008b ; Rabatel et al., 2008 ; Sui et al., 2008 ; Prokop et Panholzer, 2009) ;

- les glaciers (Baltsavias et al., 2001 ; Conforti et al., 2004) ; - les falaises (Lim et al., 2005 ; Rosser et al., 2005 ; Dewez et al., 2009) ; - les systèmes fluviaux (Milan et al., 2007 ; Notebaert et al., 2008) ; - les volcans (Huntera et al., 2003 ; Pesci et al., 2007) ; - les dunes de sable (Mitasova et al., 2005 ; Bourke et al., 2009) ; - l’érosion des sols (Schmid et al., 2004 ; Hancock et al., 2008) ; - la quantification de bilans sédimentaires (Wasson, 2002 ; Morche et al., 2008).

Le TLS ou le laserscanning aéroporté apparaissent dès lors comme une technologie polyvalente et très prometteuse.

Fig. 6.2 – Positionnement par laserscanning d’un objet dans un référentiel propre au scanner. Laserscanning positioning of an object in a scanner own system.

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Fig. 6.3 – La place du laserscanning dans l’acquisition de données topographiques (Heritage et Hetherington, 2007 modifié). The place of laserscanning in acquiring topographic data.

6.1.3 – Intérêts et limites du TLS pour le suivi des parois rocheuses raides de haute montagne

En haute montagne, le travail de terrain est rendu particulièrement délicat du fait des

conditions météorologiques souvent très changeantes et du relief extrêmement contraignant. En plus des difficultés liées à la topographie du site d’étude, celle-ci détermine largement les risques objectifs inhérents à l’approche (chutes de pierres). Deux solutions s’offrent pour surmonter l’inaccessibilité des parois et pour acquérir des données à haute résolution à distance : • La photogrammétrie oblique : cette méthode est une application de la stéréophotographie pour le levé topographique. Elle suppose l’acquisition de couples stéréoscopiques permettant de restituer le relief. Utilisant le plus souvent des photographies aériennes redressées (orthophotos), la photogrammétrie peut également être « oblique » pour le levé de reliefs très raides tels que les parois de haute montagne. Pour différentes raisons (temps, acquisition de couples stéréoscopiques, et suite logicielle inadaptée en particulier), cette méthode n’a pas été appliquée dans le cadre de ce travail. • Le TLS. Cette méthode n’est tout d’abord pas soumise aux mêmes présupposés plus ou moins aléatoires que la méthode photogrammétrique (calibration de l’appareil photographique ; acquisition de couples stéréoscopiques, stéréopréparation, etc.). De façon générale, le TLS ne suppose pas de paramétrages complexes par l’opérateur ni de longs prétraitements informatiques. Cette méthode permet en outre de lever des parois subverticales voire surplombantes à très haute résolution et en un temps relativement réduit. Enfin, et c’est la raison majeure qui a fait que nous avons employé cette méthode, le laboratoire EDYTEM dispose depuis 2005 d’un scanner laser longue portée et d’une suite logicielle performante pour traiter les données obtenues. L’utilisation de cet appareil par le laboratoire se fait sur deux principaux espaces d’étude : la haute montagne et les massifs karstiques (par exemple : Hajri et al., 2009). L’intérêt de la méthode relative aux deux thématiques est double : grande résolution d’acquisition possible et reproductibilité aisée. Les limites du TSL ne doivent pas être ignorées :

- le poids du matériel (52 kg pour l’appareil, sa rotule, le pied géodésique, l’ordinateur de terrain, la caisse de transport et les batteries) rend impossible toute approche longue en


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Chapitre 6

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haute montagne ; sauf dans quelques cas, les contraintes d’accès doivent donc être évitées ou minorées par un accès par téléphérique ou hélicoptère ;

- le coût encore très élevé des scanners laser (et de leur maintenance) comme des suites logicielles utilisées pour le traitement des données ;

- la mesure TLS nécessite l’absence totale de nuages dans le secteur topographié afin de ne pas altérer la qualité des données obtenues, conditions souvent difficiles à obtenir en haute montagne ; d’autre part, les températures très basses peuvent altérer le fonctionnement du scanner et surtout réduire significativement la durée de charge des batteries du scanner et de l’ordinateur de terrain ;

- le TLS impose d’approcher la paroi étudiée à quelques centaines de mètres, ce qui réduit parfois drastiquement (comme dans le cas des Drus) le nombre de stations de mesure possible. La conséquence principale de cela est la présence parfois importante de masques (ou zones d’ombre) dans les scènes d’acquisition, surtout dans les parties hautes ou en présence de piliers ou d’éperons. Lorsque c’est possible (majorité des cas), les mesures sont effectuée à partir d’au moins deux stations afin de limiter au maximum ces masques qui peuvent fortement altérer la représentativité des points acquis sans pour autant remettre en cause la haute résolution du nuage de points obtenu (fig. 6.4) ;

- les difficultés de traitement des données 3D obtenues sous la suite logicielle Polyworks constituent sans doute la limite majeure de la méthode. L’utilisation de cette suite logicielle est peu intuitive (contrairement, semble-t-il, à 3DReshaper de Technodigit par exemple) et les anciennes versions (antérieures à la version 11) étaient régulièrement instables. Cette instabilité était d’autant plus marquée que les fichiers à traiter étaient lourds. Le matériel informatique utilisé pour le traitement des nuages de points doit par conséquent être très performant pour accepter de très importants volumes de calcul. Pour ces raisons logicielles et matérielles, les données ont souvent, au fil des versions de Polyworks et des acquisitions de matériel informatique, dû être traitées à plusieurs reprises, d’où un temps de travail très important. La majorité des résultats présentés dans la partie 3 résultent finalement de l’utilisation conjointe de la version 11 de Polyworks et d’une station de travail Dell T3500 performante (Windows 7 pro 64 bits ; processeur Intel Xeon X5570 ; 2.93 GHz, quatre cœurs ; mémoire vive 6 Go).

Fig. 6.4 – Représentation schématique montrant des scenarii de mesure sur une surface complexe (Hetherington, 2009 modifié). Schematic representation showing potential scenarios of measurement quality on a complex surface.

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6.2 – Acquisition des données et création des modèles 3D à haute résolution

Les premières mesures TLS dans le massif du Mont Blanc ont été réalisées en juin 2005. Les données acquises ont été traitées sous la suite logicielle Polyworks d’InnovMetric pour obtenir des modèles 3D à haute résolution des faces, afin de mener par la suite une approche comparative. Cette section présente les spécificités techniques du scanner utilisé, le levé de terrain et la méthode de construction des modèles 3D à partir de nuages de points.

6.2.1 – Le scanner laser Optech Ilris 3D

L’appareil utilisé pour ces travaux, l’Ilris 3D (Intelligent Laser Ranging and Imaging System 3D) de la société canadienne Optech couplé à une base rotative (ph. 6.1), est un système intégré et transportable développé à l’origine pour des applications industrielles. L’utilisation de ce scanner laser terrestre (longueur d’onde λ : 1500 nm) à haute résolution ne nécessite pas de formation spécialisée malgré ses hautes performances. Dans une fenêtre de 40 × 40°, il peut acquérir 2000 points par seconde, ce qui explique la très haute résolution des données : une scène de 1.2 - 1.8 millions de points est ainsi acquise en 10 - 15 minutes. Sa portée maximale utile théorique est de 800 m (pour une réflectivité de 20 - 25 %, cas de la plupart des roches). En pratique, peu de points sont acquis sur des faces rocheuses au-delà de 500 - 600 m. Sa portée théorique se réduit à 300 - 350 m pour une réflectivité minimale de 4 %. La figure 6.5 indique la portée théorique qui peut être atteinte par l’Ilris 3D en fonction de la réflectivité de la cible. Les performances de l’Ilris 3D sont non seulement quantitatives, mais aussi qualitatives car l’acquisition se fait avec une grande précision : la précision d’acquisition d’un point à 100 m, et donc l’exactitude du modèle obtenu, sont de 7 mm pour la distance et de 8 mm pour la position (données constructeur). A cette distance, le diamètre du faisceau laser est d'environ 30 mm pour un faisceau perpendiculaire à la surface mesurée.

Selon le constructeur, la taille du point laser D (en mm) et l’espacement minimal S (en mm) des points sont donnés par les relations : D = 0.17 × R + 12 et S = 0.026 × R où R est la distance (en m) de la cible. Pour une cible située à 100 m, on obtient une taille de point de 29 mm et un espacement minimal des points de 2.6 mm. Les paramètres d’acquisition des nuages de points sont affichés sur un écran de contrôle à cristaux liquides situé à l’arrière de l’appareil. Une interface photographique numérique permet en outre de faire correspondre une image RGB numérique (640 × 480 pixels) à chaque scène sur laquelle l’opérateur peut sélectionner les zones à scanner.

Ph. 6.1 – Le scanner laser Optech Ilris 3D devant les Aiguilles d’Entrèves. The laser scanner Optech ILRIS 3D in front of the Aiguilles d’Entrèves.


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Les données acquises sont directement transférées sur un périphérique de stockage USB et éventuellement sur l’ordinateur de terrain. Un processeur Pentium PC104 incorporé commande toutes les fonctions. Une fois allumé et alimenté par un jeu de batteries, le scanner est commandé à distance depuis l’ordinateur de terrain via un pilote fourni avec le scanner. L’Ilris 3D est l’un des scanners laser terrestres les plus souples de sa catégorie et il est, malgré son poids (12 kg hors rotule, trépied géodésique, batteries, connectique et caisse), assez bien adapté aux difficultés liées au travail de terrain en haute montagne : imperméable, d’une utilisation rapide et simple, il ne nécessite pas d’assistance humaine pour fonctionner une fois les paramètres d’acquisition définis.

6.2.2 – Campagnes de terrain et acquisition de nuages de points

Les parois étudiées (§ 3.4) ont été scannées une à deux fois par an (tab. 6.1), depuis un

(Les Drus) à cinq (Grand Flambeau) points de mesure (ou stations de mesure), selon l’accessibilité des faces et leur topographie. La distance moyenne entre les faces et le scanner varie de 110 à plus de 400 m. Les principales campagnes de mesures se font à la fin de la période estivale, c'est-à-dire lorsque la couverture glacio-nivale est réduite, le pic d’activité géomorphologique dépassé, et les conditions météorologiques stables. L’initialisation et le paramétrage du scanner sont contrôlés par le pilote Ilris-Controler installé sur un ordinateur de terrain relié par Wi-Fi ou par câble (préférable) au scanner. Les fonctions de l’Ilris 3D sont commandées par l’intermédiaire du pilote. Une fois allumé par raccordement à un jeu de batteries, l’opérateur positionne l’appareil face à la zone à scanner afin de capturer une image de la zone potentielle d’acquisition. Après détermination des fenêtres de prise de vue sur cette image (fig. 6.6) et de l’espacement des points, l’acquisition s’effectue automatiquement (Ravanel et Deline, 2006). Le nombre de fenêtres au sein d’une même scène varie de un à quatre. Trois à douze scènes sont nécessaires pour couvrir les faces, avec un recouvrement important entre elles (au minimum 30 %) pour faciliter leur assemblage lors de la construction des modèles 3D. Le scanner génère des fichiers au format .i3d qui contiennent les coordonnées des points, leur réflectivité, la photographie numérique RGB de la fenêtre de vue et des notes complémentaires. .i3d est un format de données de propriété industrielle Optech, qu’il est nécessaire de transformer avec le Parser Optech pour qu’elles soient utilisables dans des suites logicielles permettant de traiter des images 3D de très grande taille (Polyworks par exemple). Le Parser récupère les informations contenues dans les fichiers .blk pour les convertir en fichiers .pf. Nous utilisons pour cela des fichiers relatifs aux paramètres de calibration extérieurs, fournis par le constructeur.

Fig. 6.5 – Portée du scanner laser Ilris 3D en fonction de la réflectivité de l’objet scanné (d’après Optech). Range of the laser scanner ILRIS 3D according to the reflectivity of the scanned object.

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Sites

2005 2006 2007 2008 2009

Les Drus

11 oct. 11 oct. 24 sept. 25 sept. 18 oct.

Aiguille du Midi (sommet) 6 campagnes de mesure entre 2006 et 2009 pour créer un modèle intérieur/extérieur

Aiguille du Midi (face sud) 4 oct.

Arête inférieure des Cosmiques 4 oct.

Aiguilles d’Entrèves

13 juil. 18 juil. 12 oct. 12 oct. 30 sept. 29 sept.

Tour Ronde

13 juil. 18 juil. 12 oct. 12 oct. 30 sept. 29 sept.

Grand Flambeau

13 juil. 16 juil. 30 sept.

Aiguilles Marbrées

30 sept.

Aiguille de l’Androsace 11 oct. 11 juil.

Aiguille Blanche de Peuterey 10 oct. 30 juin 13 oct. 11 oct.

Piliers du Frêney - Grand Pilier d’Angle 14 juil. 10 oct. 30 juin 13 oct. 11 oct.

Tab. 6.1 – Campagnes de mesures TLS dans le massif du Mont Blanc entre 2005 et 2009. Compte tenu des données inutilisables (18 octobre 2009 aux Drus) et des sites doubles (Grand Flambeau et Piliers du Frêney - Grand Pilier d’Angle), 29 comparaisons diachroniques de modèles 3D sont possibles. TLS measurement campaigns in the Mont Blanc massif between 2005 and 2009. Considering the fact that the 18 October 2009 data of Les Drus are unusable, and that the Grand Flambeau and the Piliers du Frêney - Grand Pilier d’Angle sites are both composed of two sectors, it represents a potential of 29 diachronic comparisons of 3D models.

Fig. 6.6 – Schéma d’acquisition des 6 nuages de points (ou fenêtres ; rectangles rouges, oranges et jaunes) de la face ouest des Drus en trois scènes (pointillés blancs). Le point rouge correspond à position de la station de mesure sur l’arête des Flamme de Pierre. Acquisition schema of 6 point clouds (red orange and yellow rectangles) of the West face of the Drus in three scenes (white dots). The red point corresponds to the location of the measuring station on the Flammes de Pierre edge.


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6.2.3 – Construction des modèles 3D

a – La suite logicielle PolyWorks

La suite logicielle PolyWorks de la société canadienne InnovMetric est commercialisée comme une « solution puissante de traitement des nuages de points à des fins d’inspection ». PolyWorks inclut un ensemble d’outils de traitement de nuages de points denses : prétraitement, alignement, polygonisation, extraction et édition d’entités géométriques, mesure de dimensions, etc. (voir Boehler et al., 2002 pour d’autres logiciels similaires). Ses modules permettent le traitement de nuages de points (analyse des nuages de points, création de modèles polygonaux à haute définition, comparaison de modèles 3D, etc.) acquis par différents types de capteurs 3D (à courte, moyenne et longue portée, comme ici avec l’Ilris 3D). Ainsi, IMInspect permet l’utilisation de nuages de points numérisés afin de contrôler et d’analyser des objets 3D, tandis qu’IMMerge, solution de rétro-ingénierie, génère des modèles polygonaux très précis – le tout, à l’origine, pour la vérification de pièces manufacturées. Depuis 2001, InnovMetric travaille en étroite collaboration avec des géomètres et des fabricants de capteurs moyenne et longue portée pour développer le traitement de très gros nuages de points afin de répondre aux besoins spécifiques de certains utilisateurs tels que les géomètres ou les chercheurs. Pour nos travaux, PolyWorks permet en particulier la création de modèles 3D à partir de l’alignement de nuages de points, la comparaison de ces modèles 3D, le calcul de volumes détachés ou encore l’extraction de plans de glissement (fig. 6.7).

Fig. 6.7 – Chaîne de traitement PolyWorks adapté au suivi des écroulements en parois rocheuses. Overview of the PolyWorks method adapted to the rockfalls monitoring in rockwalls.

b – Création des modèles 3D

Cette opération réunit pour chacune des parois les différentes images 3D (ou nuages de points) pour constituer un modèle 3D unique de la paroi (Ravanel et al., 2010b). Lors de cette opération, qui utilise le module IMAlign, deux scènes – constituées d’une ou plusieurs fenêtres – sont d’abord assemblées à partir de la reconnaissance de « n paires de points homologues » (3 au minimum) identifiés sur les deux scènes. Ces points sont généralement localisés dans des secteurs saillants et/ou dont la géométrie est caractéristique (éperons, dalles…). Une fois identifiés, ces points sont appariés (fig. 6.8), ce qui permet un premier alignement, dont la qualité

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est facilement contrôlable visuellement et ensuite améliorée en utilisant l’outil de recalage « best-fit », basé sur un algorithme itératif (Eggert et al., 1998) qui calcule un alignement minimisant les distances entre deux images 3D se chevauchant (Rabatel et al., 2008). Afin que l’alignement soit optimal, cette technique « best-fit » peut-être contrainte par les positions du scanner, quand celles-ci sont identiques. Outre un nouveau contrôle visuel, IMAlign calcule des statistiques (convergences, moyennes et écarts-type) quant à la qualité de l’alignement et produit des histogrammes de la répartition des points en fonction de leur distance depuis toutes les images 3D qui se superposent. Il est également possible d’évaluer cette qualité en vérifiant l’absence de rotation ou de translation d’une scène par rapport à l’autre à l’aide de la confrontation d’entités géométriques similaires pour les deux scènes. Une fois assemblées, ces deux premières scènes sont bloquées pour constituer une base sur laquelle vont progressivement venir s’ajuster les autres scènes. Lorsque l’assemblage est terminé, toutes les images 3D sont dans le système de coordonnées de la première image 3D importée. Une ultime amélioration de l’alignement peut être obtenue en débloquant l’ensemble des scènes et en relançant une nouvelle procédure « best-fit ». Une réduction du recouvrement peut enfin être effectuée afin de réduire le poids du modèle. Malgré plusieurs points de mesure quand cela est possible, de nombreux masques résultent de la topographie (dièdres, éperons, vires, surplombs) et de la présence de neige et de glace supprimant la réflexion à la longueur d’onde utilisée (fig. 6.8). La distance entre deux points sur les images 3D des parois étudiées est comprise entre 61 mm et 246 mm pour 2006 et 2007. L’espacement moyen (72 mm à la distance moyenne scanner-parois de 240 m), approximativement deux fois supérieur au diamètre du faisceau laser, est donc bien supérieur à un espacement « idéal » de 0,859 fois ce diamètre (Lichti et Jamtsho, 2006). On peut en effet identifier dans la résolution spatiale une composante en distance et une angulaire. Cette dernière est essentiellement tributaire de l’intervalle d’échantillonnage et de la largeur du faisceau laser. Dans notre cas, l’espacement moyen a néanmoins l’avantage de fortement réduire le temps d’acquisition et le poids des données sans pour autant remettre en cause la haute résolution des modèles obtenus.

Fig. 6.8 – Alignement de deux scènes (de trois et deux fenêtres) des Aiguilles d’Entrèves avec la méthode « n paires de points homologues ». Alignment of two scenes of the Aiguilles d’Entrèves using the “n pairs of homologous points” method.


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6.3 – Comparaison des modèles 3D, identification et quantification des détachements rocheux sous PolyWorks

La comparaison de modèles 3D à haute résolution issus de la numérisation des parois étudiées permettent d’obtenir (sous PolyWorks) des cartes de comparaison (ou cartes des différences, ou cartes des erreurs), dont l’analyse permet de déterminer les secteurs instables ensuite caractérisés en particulier quant à leur volume.

6.3.1 – Identification des détachements rocheux par comparaison de modèles 3D

a – Méthode de comparaison diachronique de deux modèles 3D

Fig. 6.9 – Aperçu de la méthode de TLS et de comparaison de modèles 3D : l’exemple des Aiguilles d’Entrèves entre le 12 octobre 2007 et le 30 septembre 2008 (Ravanel et al., 2010b). A : l’acquisition s’effectue en plusieurs scènes (correspondant ici à autant de photos), qui se recouvrent partiellement (pointillés blanc), constitués de plusieurs fenêtres (cadres rouges) ; B : modèles 3D obtenus par alignement des scènes ; C : carte des différences (échelle en m) issue de l’alignement des deux modèles 3D et de leur comparaison. Overview of the TLS method and of the 3D models comparison: the example of the Aiguilles d’Entrèves between the 12 October 2007 and the 30 September 2008. A: the acquisition is carried out in several scenes (corresponding here to as many photos), overlapping (white dots), consisting in several windows (red rectangles), B: 3D models obtained by alignment of the scenes, C: map of errors (scale in m) after the alignment of the two 3D models and their comparison.

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Le module IMInspect de Polyworks permet de comparer des données 3D avec des objets 3D ou des entités géométriques de référence, d’effectuer différentes mesures sur ces données, et de générer des rapports de vérification et de comparaison. Pour cette étude, la comparaison de modèles 3D d’une paroi acquis à des dates différentes permet de mesurer ses changements morphologiques (Adams et Chandler, 2002 ; Young et Ashford, 2006 ; Lim et al., 2009 ; Ravanel et al., 2010b). Notre présentation de la méthode s’appuiera sur la comparaison des modèles 3D d’octobre 2007 et de septembre 2008 des Aiguilles d’Entrèves (fig. 6.9). Le modèle 3D de 2008 constitue la « référence », car sa topographie a éventuellement été modifiée par des détachements rocheux depuis 2007, tandis que le modèle 3D de 2007 est importé en tant que « donnée ». Les modèles de 2007 et 2008 sont recalés l’un par rapport à l’autre en suivant les étapes mises en œuvre lors de la création d’un modèle 3D (alignement par « n paires de points homologues » puis amélioration par « best-fit »), l’objectif étant de mettre l’objet « donnée » dans le même système de coordonnées que l’objet « référence ». La comparaison des modèles 3D consiste ensuite à mesurer les différences entre ceux-ci, c’est-à-dire les distances (différences ou « erreurs ») séparant les points du modèle « donnée » des points les plus proches du modèle « référence ». Le résultat de cette comparaison est une carte des différences (fig. 6.9.C), sur laquelle chaque point du modèle 3D « donnée » est affecté d’une couleur fonction de sa distance par rapport au point le plus proche du modèle 3D « référence ». L’opérateur peut alors identifier les secteurs affectés par des écroulements ou éboulements grâce aux couleurs de la carte des différences et à l’échelle correspondante. Il faut veiller à éliminer les différences qui résultent des variations de la couverture nivale sur les parois d’une année sur l’autre ou liées à des points de mesure décalés (fig. 6.10). Dans l’exemple des Aiguilles d’Entrèves, aucun détachement rocheux significatif n’a pu être reconnu en comparant les modèles 3D de 2007 et 2008, – les seules modifications qui apparaissent étant dues à des variations de l’enneigement. Le seuil volumétrique minimal des détachements dans le cadre de cette étude a été fixé à 1 m3 environ : en dessous de ce seuil, ils sont difficilement repérables en un temps raisonnable pour l’opérateur, tandis que seuls les détachements rocheux d’un volume minimal de plusieurs dizaines de m3 sont pertinents dans le cadre d’une étude sur les éventuels effets de la dégradation du permafrost.

Fig. 6.10 – Deux types de problèmes non liés à des évolutions morphologiques des parois apparaissant sur les cartes de différences (échelle en m). A : comparaison des modèles 3D de l’Androsace de 2007 et 2009 ; les ellipses jaunes indiquent des secteurs qui ont été scannés en 2007 mais pas en 2009 en raison de positions différentes du scanner. B : comparaison des modèles 3D de la face ouest du Grand Flambeau présentant de fortes variations de la couverture glacio-nivale. Rectangles rouges: détachements rocheux. Two types of problems not related to morphological changes of the rockwalls appearing on errors maps (scale in m). A: comparison of the 3D models of the Androsace of 2007 and 2009; yellow ellipses indicate areas that have been scanned in 2007 and not 2009 because of different measurement positions. B: comparison of the 3D models of the west face of the Grand Flambeau with high variations in ice/snow cover. Red boxes: small rockfalls.


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b – Identification des mouvements de masse

L’utilisation de l’échelle de couleur par défaut de Polyworks rend souvent délicate la reconnaissance des détachements rocheux, même lorsque leur volume atteint plusieurs dizaines de m3, d’où l’intérêt de modifier les paramètres de cette échelle pour rendre cette reconnaissance plus aisée. Compte tenu de la topographie raide des parois étudiées, toute accumulation de débris rocheux est rendue impossible. Il ne peut dès lors se produire que des « disparitions » de matière, c'est-à-dire des « différences négatives » d’une campagne de mesure sur l’autre, qui correspondent à des chutes de blocs, des éboulements ou des écroulements. L’échelle de couleur peut donc être travaillée pour rendre compte le mieux possible de ces événements. Pour les secteurs dont la topographie n’a pas été modifiée, une couleur froide (bleu) a été choisie. A l’inverse, les secteurs déstabilisés sont en couleurs chaudes, du jaune (modifications d’épaisseur de 20 cm à 1 m) au rouge (modifications d’épaisseur > 3 m) en passant par deux types d’orange (modifications d’épaisseur de 1 à 2 m et de 2 à 3 m). Ces couleurs tranchent nettement avec la couleur froide des secteurs géomorphologiquement inactifs entre deux campagnes de mesure et permettent d’identifier plus facilement les éventuels détachements rocheux (rectangles rouges sur la figure 6.10 ; figure 6.11.A) tout en devant rester attentif aux contraintes évoquées (§ 6.3.1.a) et aux problèmes d’alignement. Une épaisseur « tampon » de 0 à -20 cm a été laissée en couleur froide afin de s’affranchir des problèmes persistants d’alignement de scènes (lors de la construction des modèles 3D) ou de modèles (lors de la comparaison), ainsi que du bruit qui caractérise inévitablement les modèles. Cette épaisseur tampon permet en outre de ne pas accroitre le travail de l’opérateur avec les nombreuses petites chutes de pierre (volume inférieur à 1 m3) qui peuvent apparaître entre deux campagnes de mesure, alors que les chutes de blocs rocheux sont déjà souvent nombreuses. Ainsi, la carte des différences entre les modèles de 2007 et 2009 de l’Androsace montre, outre un éboulement de 44 m3, six chutes de blocs d’un volume compris entre 1 et 4 m3 (figure 6.10.A).

6.3.2 – Quantification des détachements rocheux identifiés

a – Calcul du volume d’un détachement rocheux identifié

Une fois un détachement rocheux identifié, son volume peut être quantifié (James et al., 2006). La carte des erreurs sert alors de point de départ puisque les deux modèles comparés sont encore disponibles, recalés l’un par rapport à l’autre dans IMInspect. Aucun outil ne permet de calculer directement les volumes rocheux disparus, contrairement à d’autres logiciels (3DReshaper de Technodigit ou RealWorks de Trimble). Une entité géométrique de type plan doit alors être créée en arrière des deux modèles 3D alignés, puis le volume « plan à modèle 3D 2007 » est soustrait au volume « plan à modèle 3D 2006 ». L’ancrage et le dimensionnement du plan s’effectuent manuellement en sélectionnant trois points de la carte des différences (modèle 3D « données »). L’opérateur doit être attentif à ce que le plan « couvre » l’ensemble du secteur affecté par l’écroulement. Afin de ne pas chevaucher les modèles 3D, le plan créé est translaté de plusieurs mètres vers l’arrière (fig. 6.11). Pour chacun des modèles 3D, les points se situant sur les droites perpendiculaires au plan sont sélectionnés (fig. 6.11.B). Ces nuages de points sont ensuite maillés, afin qu’ils constituent des surfaces ou modèles polygonaux (fig. 6.11.C). Les « volumes de surface à plan » peuvent alors être calculés (fig. 6.11.D). Au Grand Flambeau, le volume 2007 soustrait au volume 2006 aboutit à un « volume-différence » de 57 m3. Pour le calcul des « volumes de surface à plan », les modèles polygonaux créés doivent nécessairement être complets, c'est-à-dire ne pas contenir de trous. Il faut donc gérer la longueur maximale des arêtes de ces modèles : suffisamment longues pour que tous les trous soient bouchés, pas trop longues pour éviter des extrapolations trop importantes. Les triangulations qu’implique ce bouchage de trous engendrent inévitablement ce type d’extrapolations qui

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peuvent amener des erreurs dans le calcul des volumes déstabilisés. Il est alors parfois judicieux, lorsque le secteur affecté est trop chaotique pour qu’un volume soit quantifié avec justesse par la méthode précitée, d’effectuer plusieurs mesures directes de longueur, largeur et épaisseur pour calculer ensuite le volume, plutôt que de s’appuyer sur un volume calculé directement mais avec une erreur importante.

Fig. 6.11 – Méthode de calcul du volume d’un détachement rocheux à partir de deux modèles 3D diachroniques, à partir de l’exemple de l’éboulement de 57 m3 de la face ouest du Grand Flambeau entre le 13 juillet 2006 et le 16 juillet 2007 (Ravanel et al., 2010b complété). A : détail de la carte des différences (échelle en m) ; B : sélection des points situés sur les droites perpendiculaires au plan, C : maillage, D : calcul des volumes « surface à plan ». Overview of the method for calculating the volume of a mass movement from two diachronic 3D models: the example of the rockfall of 57 m3 in the West face of the Grand Flambeau between the 13 July 2006 and the 16 July 2007. A: detail of the errors map, B: selection of points located on perpendicular lines to the plane, C: mesh, D: calculation of volumes “surface to plane”.

b – Incertitudes de mesure

Avec les avancées récentes de la technique TLS, l’acquisition rapide de données

topographiques à haute résolution et leur comparaison diachronique sont aujourd’hui possibles (Bitelli et al., 2004 ; Milan et al., 2007 ; Notebaert et al., 2008 ; Oppikofer et al., 2008a, 2008b ; Abellan et al., 2009). Si les questions d’incertitude ont été prises en compte en géomorphologie fluviale (Lane et al., 1994, 2003 ; Wheaton et al., 2010), elles l’ont été moins ailleurs (Litchi et al., 2005), notamment pour le suivi des mouvements rocheux, bien que cela soit indispensable afin d’éviter des calculs et interprétations erronés. Une incertitude totale σtot peut être estimée en faisant la somme quadratique des erreurs présentes tout au long de la chaîne d’acquisition et de traitement des données (Baltsavias, 1999 ; Brasington et al., 2000, 2003 ; Lane et al., 2003 ; Milan et al., 2007 ; Rabatel et al., 2008). Cette incertitude totale résulte principalement d’erreurs liées au scanner (σ1), aux objets scannés (σ2), à l’environnement (σ3), aux méthodes utilisées (σ4) (Reshetyuk, 2006), et correspond à :

σtot =2

42

32

22

1 σσσσ +++ Pour les erreurs instrumentales (cf. : Boehler et al., 2003 ; Schulz et Ingensand, 2004 ; Lichti et Jamtsho, 2006 ; Lichti et Licht, 2006), nous pouvons utiliser celles données par le constructeur (7 mm à 100 m). La précision de la position d’un point est affectée par la précision atteinte par le système opto-mécanique du scanner ainsi que par l’éloignement de la cible. Les erreurs liées aux


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objets scannés et à l'environnement sont malgré tout difficilement mesurables. Comme pour toute mesure optique de distance, les changements de la vitesse de propagation de la lumière dus aux variations de température et de pression peuvent affecter les résultats. De même, un bruit peut résulter de la dispersion des faisceaux à cause de la poussière, du vent, de l’humidité de l’air, de la pluie ou de la neige. Les relevés en haute altitude et le plus souvent l’automne assurent généralement de très bonnes conditions d’acquisition (temps sec et stable, absence de poussière). Les erreurs liées à l’environnement semblent donc pouvoir être négligées, d’autant que la rugosité importante des parois à grande échelle permet d’optimiser l’angle d’incidence des faisceaux laser (Lichti et Harvey, 2002) et que la réflectivité du granite est généralement élevée (Zhao et al., 2007). Les erreurs liées aux méthodes utilisées sont peut-être les plus importantes, bien que celles dues au géoréférencement des modèles ont été éliminées pour les comparaisons diachroniques des modèles 3D. L’erreur principale devrait donc provenir de l’alignement des scènes lors de la construction des modèles 3D puis de l’alignement des modèles 3D eux-mêmes. Toutefois, les différents recalages l’ont fortement minimisé, comme le montrent les statistiques et histogrammes d’erreurs calculés par IMAlign (alignement de scènes) et IMInspect (alignement de modèles 3D). L’alignement obtenu est en effet sub-centimétrique (Hodgetts, 2009). Une autre vérification de la qualité des alignements des scènes et des modèles se fait par comparaison de modèles 3D eux-mêmes. En cas d’erreurs d’alignement, la comparaison diachronique de ces modèles révèlerait des modifications morphologiques majeures. Or ces modifications ne sont plus décelables à partir du moment où une épaisseur tampon (§ 6.3.1.b) de quelques centimètres à 20 cm en fonction des cas est mise en place, dans laquelle sont également incluses les erreurs instrumentale et environnementales (négligeables pour ces dernières). L’incertitude totale maximale s’élève ainsi entre 40 et 100 mm en fonction des parois et affecte presque exclusivement l’axe z du référentiel propre au scanner, généralement grossièrement perpendiculaire aux parois scannées. Puisqu’ils font intervenir des variations sur l’axe z, les calculs de volume doivent impérativement tenir compte de cette incertitude : l’incertitude d’un volume détaché correspond à la valeur du produit de l’incertitude pour la paroi considérée et de la surface affectée par le détachement (calculée dans IMEdit). 6.4 – Extraction d’entités géométriques pour l’analyse structurale des niches d’arrachement

Géologie et géomorphologie nécessitent une réflexion en trois dimensions, bien qu’elles aient dû longtemps raisonner en plan. Les techniques de cartographie 3D et de suivi (dont le TLS) ont donc eu un impact considérable sur ces disciplines. Néanmoins, hormis pour la comparaison diachronique de modèles, il est impératif que les modèles 3D soient géoréférencés pour en tirer le meilleur parti, en particulier du point de vue structural et/ou géomécanique.

6.4.1 – Géoréférencement des modèles 3D

IMInspect permet de modifier le système de référence d’un modèle 3D en le faisant passer d’un système de coordonnées local (système propre au scanner le plus souvent) à un système géodésique plus classique (Lambert II étendu par exemple). La méthode nécessite d’importer les objets en coordonnées locales. Puis une grande translation est effectuée en utilisant les coordonnées (x, y, z) d’un point du modèle dans le système géodésique voulu. Le géoréférencement proprement dit est ensuite réalisé par la méthode d’alignement par « n paires de points centre ». Pour cela, les coordonnées d’au moins trois points du modèle 3D doivent être connues. Ces coordonnées peuvent provenir d’un SIG – cas de la Tour Ronde (fig. 6.12) et des Drus – mais l’erreur peut atteindre plusieurs mètres horizontalement comme verticalement. Les méthodes topographiques utilisant un dGPS (GPS différentiel), un GPS bi-fréquence, un

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théodolite ou une station totale permettent une précision centimétrique. Ces points sont importés en tant que primitives et appariés manuellement et le plus précisément possible par l’opérateur, aux points correspondants sur le modèle 3D. La qualité du géoréférencement dépend de la précision d’acquisition des points, de leur éloignement relatif (plus les points sont éloignés, meilleur est le géoréférencement), et de la précision de sélection par l’opérateur des points sur le modèle 3D. Une fois le modèle 3D géoréférencé, des primitives géoréférencées peuvent alors être extraites.

Fig. 6.12 – Méthode de géoréférencement d’un modèle 3D à partir de trois points connus. A : extraction dans PhotoExplorer de Bayo des coordonnées (Lambert II étendu) d’au moins trois points caractéristiques sur la face Est de la Tour Ronde. Ces coordonnées peuvent provenir de méthodes topographiques classiques (GPS, théodolite), et sont alors beaucoup plus précises. B : sélection des points correspondants dans IMInspect et affectation des coordonnées à ceux-ci (modèle non orienté). IMInspect transforme alors automatiquement les coordonnées de l’ensemble des points du modèles 3D. Georeferencing method of a 3D model from three known points. A: extracting coordinates (Lambert II extended) of at least three characteristic points in Bayo PhotoExplorer. In the best way, those coordinates can come from conventional topographic methods (GPS, theodolite). B: selection of corresponding points in IMInspect and allocation of the coordinates to them. IMInspect automatically transforms the coordinates of all points of the 3D model.

6.4.2 – Mesures topométriques et extraction de plans pour l’analyse géomécanique

Les modèles 3D à haute résolution fournissent un support précieux pour des analyses et interprétations morpho-structurales des mouvements de masse, en particulier ceux identifiés par leur comparaison diachronique. Géoréférencés, ces modèles 3D peuvent être interrogés quantitativement et non plus seulement qualitativement, avec différents types de mesures et interprétations géologiques possibles (Hodgetts, 2009) :

- interprétations de base : à partir de la digitalisation de plans et de polylignes, il est possible en première approche de déterminer les principaux traits structuraux d’un volume rocheux (fractures, discontinuités, etc.) et de les mesurer (voir § 4.3.1) ;

- identification automatique d’entités géologiques (Viseur et al., 2007 ; Hajri et al., 2009) ; - inclinaison et orientation des fractures (Janeras et al., 2004 ; Mills et Barber, 2004 ;

McCaffrey et al., 2005 ; Abellan et al., 2006 ; Feng et Röshoff, 2006 ; Van Knapen et Slob, 2006 ; Kwong et al., 2007 ; Deparis et al., 2008 ; Dunning et al., 2009 ; Sturzenegger et Stead, 2009a, 2009b). Différents logiciels ont été développés pour analyser la structure des volumes rocheux à partir de MNT à haute résolution, en particulier la géométrie des fractures et leur distribution (Hogetts, 2009). Les logiciels de traitement des nuages 3D denses (dont PolyWorks) permettent également d’extraire les paramètres de plans de fractures, dont ceux qui ont par exemple permis le déclenchement d’un mouvement (fig. 6.13), et donc d’analyser géomécaniquement ces instabilités. Les données recueillies peuvent également participer à améliorer l'évaluation de la stabilité


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Chapitre 6

146

d’une paroi (Jaboyedoff et Labiouse, 2003 ; Slob et al., 2005 ; Oppikofer et al., 2008b ; Abellan et al., 2009) ;

- modélisation géologique avec par exemple les logiciels Petrel, RMS ou GoCad.

Fig. 6.13 – Deux types d’extraction de pendage de plans de fracture à partir d’un modèle 3D. A : extraction de plans à partir d’un modèle 3D géoréférencé et calcul de l’orientation et du pendage de ces plans dans la cicatrice d’un écroulement de la Tour Ronde entre juillet 2005 et juillet 2006. B : mesure du pendage (56°) du plan principal (plan 2) de la cicatrice d’un écroulement survenu sous le refuge des Cosmiques en 1998. Le modèle 3D n’étant pas géoréférencé, un plan vertical (plan 1) a été pris sur la façade du refuge. Two types of extractions from a 3D model. A: plans extracted from a georeferenced 3D model and calculation of the dip and dip direction in the scar of a rockfall occurred at the Tour Ronde between July 2005 and July 2006. B: measurement of the dip (56°) of the main plane of the scar of a rockfall occurred beneath the Cosmiques hut in 1998. As the 3D model is not georeferenced, a vertical plane has been taken on the façade of the hut. Conclusion du Chapitre 6

La méthode du laserscanning terrestre est l’une des plus innovantes en topographie, puisqu’elle permet de déterminer les coordonnées 3D d’objets naturels sur de vastes surfaces avec une très grande précision et une haute densité. Si des suivis répétés d’objets géologiques et géomorphologiques variés ont été mis en œuvre par d’autres équipes, c’est la première fois qu’un suivi de parois de haute montagne est réalisé, qui repère et quantifie les détachements rocheux qui affectent ces parois. Si le laserscanning terrestre a été préféré à la photogrammétrie terrestre pour sa résolution généralement supérieure, il n’est toutefois pas sans limites : poids du matériel, coût élevé des scanners et logiciels de traitement, portée limitée, temps de traitement des données.

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Conclusion de la Partie 2

Trois principales méthodes ont été mises en œuvre dans le cadre de ce travail doctoral pour réaliser des inventaires d’écroulements à des échelles spatiales et temporelles différentes. Ils constituent la base de travail à partir de laquelle le rôle du permafrost dans le déclenchement des écroulements rocheux en haute montagne pourra être analysé. La carence de témoignages directs, systématiques et fiables d’écroulements pour la période récente – tels que ceux dont on dispose par exemple pour les inondations dans les vallées – nous a amené à mettre en place une méthode permettant d’en évaluer l’évolution de la manière la plus exhaustive possible. Le développement de la photographie de montagne à partir du milieu du XIXe siècle et donc à la fin de la dernière période de péjoration climatique (le Petit Age Glaciaire) fonde cette méthode. La comparaison de séries continues de photographies des deux sites emblématiques de la vallée de Chamonix que sont les Drus et des Aiguilles de Chamonix, complétée à l’aide d’autres sources d’informations, a permis de dresser des inventaires d’écroulements pour ces deux versants sur les 150 dernières années. Ces résultats seront présentés dans le Chapitre 7. L’étude des conditions de déclenchement des écroulements nécessite davantage de données d’écroulements qui, au-delà de ces deux secteurs, doivent être distribués sur une large partie du massif du Mont Blanc pour être représentatifs. Si ces données à l’échelle du massif ne peuvent être reconstituées pour le passé même récent, il en va différemment de la morphodynamique actuelle. En concevant puis développant un réseau d’observateurs constitué pour l’essentiel de professionnels de la montagne, des recensements annuels d’occurrences d’écroulements ont été effectués, de manière exhaustive à partir de 2007 dans le secteur central du massif. Ces données, comparées à celles de l’été caniculaire 2003 obtenues à partir d’une image satellite SPOT-5, ont ensuite été analysées sous SIG. Les résultats seront présentés dans le Chapitre 8. Un recensement des instabilités rocheuses à plus haute résolution a été possible avec le laserscanning terrestre. Cette méthode, très précise et reproductible malgré les contraintes logistiques imposées par la haute montagne, ne peut toutefois s’appliquer qu’à des parois sélectionnées en fonction de leur représentativité des contextes topographiques et géologiques du massif du Mont Blanc. Les relevés topographiques à haute résolution acquis depuis 2005 sur ces parois pilotes, dont les résultats sont présentés dans le Chapitre 9, permettent de préciser et de compléter à très grande échelle les données issues du réseau d’observateurs quant au rythme et au volume des écroulements actuels. Si cette dernière méthode a été dans le même temps mise en œuvre par d’autres chercheurs sur des parois rocheuses en basse altitude, les deux premières ont été spécifiquement développées pour les besoins de notre recherche. Ces trois méthodes présentent une très bonne complémentarité spatiale et temporelle (fig. CP2).


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Conclusion Partie 2

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Fig. CP2 – Complémentarité spatiale et temporelle des méthodes mises en œuvre dans le massif du Mont Blanc. Complementarity in space and time of the methods implemented in the Mont Blanc massif.

149

Partie 3

Caractéristiques des écroulements rocheux

dans le massif du Mont Blanc

149


150

150


Evolution of the West face of the Drus and the North side of the Aiguilles de Chamonix since the end of the Little Ice Age

Mainly identified by comparison of photographs, the Drus and the Aiguilles de Chamonix rockfalls are distributed with singularity over the last 150 years. 8 rockfalls have affected the West face of the Drus between 1905 and 2005 (fig. 7.1; tab. 7.1), which succession produced the retrogressive erosion of the Bonatti Pillar until its complete disappearance in June 2005 (265 000 m3). On the North side of the Aiguilles de Chamonix, 42 rockfalls were documented between 1947 and 2009 (fig. 7.1-2-3; tab. 7.2), but most of them occurred recently.

From the end of the LIA until the mid-XXth century, rockfalls were rare: two occurred at the Drus (the first one in 1905, which was triggered by an earthquake; the other one in 1936, ph. 7.1), whereas the Aiguilles de Chamonix rockwalls experienced no significant changes until the late 1940s.

In the West face of the Drus, the first post-LIA collapse involving a volume greater than 10 000 m3 occurred in 1950 (ph 7.2). In the Aiguilles de Chamonix, the first rockfall occurred on the West face of Aiguille de Blaitière during the summer 1947. It is the most important rockfall of this area (65 000 m3). In the late 1940s, two other collapses affected the Aiguilles de Chamonix. The mid-XXth century is thus a turning period marked by major collapses.

From the 1950s to the 1990s, the morphodynamic evolution of the Drus was low: it is only characterized by a small collapse in 1974 and another one in 1992 (ph. 7.3). In the Aiguilles de Chamonix, no rockfalls occurred between 1954 and the 1970s, when two rockfalls were observed. Then, three collapses occurred in the early 1980s, and another one a few years later.

The 1990s and the 2000s differ from previous decades and are characterized by more and more frequent rockfalls, involving greater volumes. It is particularly true at the Drus where three major events occurred in September 1997 involving 27 000 m3 of rocks (fig. 7.6), then 6 500 m3 of rocks were mobilized during the 2003 heatwave (ph. 7.5), and finally the main collapse (a little rock-avalanche) occurred in 2005. After three rockfalls on the 29th of June 2005, the main one took place on the 30th of June, mobilizing the entire cylinder which formed the top of the Bonatti Pillar (fig. 7.7). This face, which is 1 000 m high, now bears a 70 m wide and nearly 600 m high grey scar (fig. 7.8). Overlying former rockfall deposits, the 2005 deposit covers 95 000 m2 on the Drus glacier and on its moraine (fig. 7.9). In the North side of the Aiguilles de Chamonix, the situation is more contrasted: if the 1990s were marked by large rockfalls (fig. 7.10 for example), the 2000s experienced a high frequency of rockfalls of smaller dimensions. In 2003, a dozen of rockfalls affected the Aiguilles de Chamonix (ph 7.6). One of them swept away a whole secondary peak located close to Aiguille du Fou (fig. 7.11). Finally, two collapses occurred during summer 2007 and two more during summer 2009.

These results validate the hypothesis of an increasing frequency of rockfalls in recent decades. To demonstrate a relationship with global warming, we will compare rockfall occurrences with climate data from the Mont Blanc region (Chapter 10).

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Chapitre 7

Evolution de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix

depuis la fin du Petit Âge Glaciaire

Ce chapitre présente les écroulements qui ont affecté la face ouest des Drus (secteur 1) et le versant nord des Aiguilles de Chamonix (secteurs 2, 3 et 4) depuis la fin du PAG. Essentiellement recensés par comparaison de photographies, ces écroulements se distribuent de manière singulière au cours des cent cinquante dernières années. 8 écroulements rocheux ont affecté la face ouest des Drus entre 1905 et 2005 (fig. 7.1 ; tab. 7.1). Leur enchaînement a produit l’érosion régressive du pilier Bonatti, qui s’est accélérée à partir de 1950 avec une fréquence et des volumes croissants jusqu’à la disparition complète de ce pilier en juin 2005 (265 × 103 m3). Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, 42 écroulements ont été documentés (fig. 7.2-3-4 ; tab. 7.2). La plupart se sont produits récemment.

L’évolution de ces deux secteurs est retracée selon trois périodes : (i) la seconde moitié du XIXe et la première moitié du XXe siècle lors desquelles les faces ont été assez stables, (ii) la seconde moitié du XXe siècle qui a été marquée par une accélération de la morphodynamique, et enfin (iii) les deux dernières décennies qui ont connu les plus importants écroulements des Drus. Plus de 70 % des écroulements des Aiguilles de Chamonix concernent cette troisième période.

Fig. 7.1 – Localisation des cicatrices d’arrachement des écroulements principaux (contours) et secondaires (étoiles) dans la face ouest des Drus (secteur 1 ; ph. Charnaux frères ; ~ 1900). Location of the scars of the main (outlines) and secondary (stars) rockfalls in the west face of the Drus.

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Chapitre 7

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Date

Altitude de la niche L × l × e moy. de la niche (m) Volume de la niche (× 103 m3)

1905 (13/08)

3500-3630 m 130 × 12 × 6 9 ± 2

1936

3130-3165 m 35 × 25 × 6 5.5 ± 1

1950

3220-3320 m 100 × 50 × 4 20 ± 5

1974

3305-3330 m 25 × 5 × 3 0.35 ± 0,05

1992 (09/08)

3350-3410 m 60 × 9 × 3 1.75 ± 0,5

1997 (17-18-28/09)

3200-3370 m 170 × 55 × 3 27.5 ± 10

2003 (02-03-08/08)

3375-3460 m 85 × 40 × 2 6.5 ± 3

2005 (29-30/06)

3140-3660 m 520 × 65 × 8 265 ± 40

Total

3130-3660 m 335 ± 60

Tab. 7.1 – Caractéristiques des écroulements de la face ouest des Drus depuis 1905 (Ravanel et Deline, 2008a modifié). Characteristics of rockfalls and rock avalanches on the West face of the Drus since 1905.

Fig. 7.2 – Le secteur 2 (face nord des Aiguille des Grands Charmoz, du Grépon, de Blaitière et du Plan) à la fin du PAG (ph. Bisson frères, 1862). Les principales cicatrices d’écroulement reconnues dans ce secteur sont délimitées et numérotées. Quand deux cicatrices se chevauchent, la plus récente apparait en rouge. Sector 2 (North faces of the Grands Charmoz, Grépon, Blaitière and Aiguille du Plan) at the end of the LIA. The main rockfall scars recognized in this sector are delineated and numbered. When two scars overlap, the most recent one appears in red.

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Evolution de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix depuis la fin du PAG

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Fig. 7.3 – Le secteur 3 (face ouest de l’Aiguille du Plan) en septembre 2009. Les principales cicatrices d’écroulement reconnues dans ce secteur sont délimitées et numérotées. Sector 3 (west face of the Aiguille du Plan) in September 2009. The main rockfall scars visible in this sector are delineated and numbered.

Fig. 7.4 – Le secteur 4 (face nord de l’Aiguille du Midi) en septembre 2009. Les principales cicatrices d’écroulement reconnues dans ce secteur sont délimitées et numérotées. Sector 4 (North face of the Aiguille du Midi) in September 2009. The main rockfall scars visible in this sector are delineated and numbered.


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Chapitre 7

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Num

éro

Site Localisation

(coordonnées Lambert zone II étendu)

Altitude barycentre de la niche

(m) Ori

enta

tion

de

la fa

ce

Ori

enta

tion

(°)

de la

nic

he

d’ar

rach

emen

t

Volume écroulé

(× 103 m3)

Profondeur maximale

d’arrachement (m)

Année d’occurrence

1 X 0955.216 Y 2111.030 3200 W 265 7.0 ± 1.4 5.0 ± 2.0 peu av. 19502 X 0955.183 Y 2110.901 3195 W 300 1.5 ± 0.3 3.0 ± 1.5 peu av. 19503

Aiguille des Grands Charmoz X 0955.121 Y 2110.930 3000 W 305 20.0 ± 2.0 7.0 ± 1.5 1980

4 X 0955.378 Y 2110.632 3420 W 260 2.0 ± 0.3 4.0 ± 1.5 19545

Aiguille du Grépon X 0955.346 Y 2110.626 3365 W 275 3.0 ± 0.4 5.0 ± 1.5 1954

6 Rognon des Nantillons X 0954.867 Y 2110.968 2765 N 340 25.0 ± 2.5 6.0 ± 1.2 années 1990

7 X 0954.910 Y 2110.456 3225 N 330 6.5 ± 1.3 5.0 ± 2.0 19478 X 0954.886 Y 2110.424 3320 N 325 50.0 ± 7.5 7.0 ± 2.0 19949 X 0954.708 Y 2110.381 3265 SW 280 1.5 ± 0.2 3.0 ± 1.0 2003

10 X 0954.587 Y 2110.430 2990 SW 275 65.0 ± 6.5 8.0 ± 2.0 1947 (à 1952)

11

Aiguille de Blaitière

X 0954.641 Y 2110.442 3100 SW 285 7.0 ± 1.0 6.0 ± 2.0 199512 X 0954.886 Y 2109.981 3440 W 300 15.0 ± 3.7 15.0 ± 4.5 200313 X 0954.854 Y 2109.958 3415 W 290 4.0 ± 0.8 5.0 ± 2.0 ~ 199214

Aiguille du Fou X 0954.834 Y 2109.991 3285 W 290 0.6 ± 0.1 4.0 ± 2.0 2003

15 Aiguille du Plan X 0954.321 Y 2109.980 2820 SW 320 0.7 ± 0.1 3.0 ± 1.0 années 199016 X 0954.239 Y 2109.770 3235 N 315 4.0 ± 0.9 4.0 ± 1.5 200917

Pointe des Pélerins X 0954.247 Y 2109.792 3175 N 295 12.0 ± 1.8 8.0 ± 2.5 1983

18 Aiguille des Pélerins X 0954.128 Y 2109.798 3090 N 55 0.6 ± 0.1 3.0 ± 1.5 deb. an. 1980

19 X 0954.026 Y 2109.825 3045 N 40 0.9 ± 0.2 3.0 ± 1.5 200320 X 0953.829 Y 2109.867 2930 NW 310 0.5 ± 0.1 2.0 ± 1.0 fin an. 199021 X 0953.807 Y 2110.062 2615 NW 335 18.0 ± 1.8 5.0 ± 1.0 années 197022

Aiguille du Peigne

X 0953.804 Y 2110.050 2645 NW 335 0.9 ± 0.1 3.0 ± 1.0 2003

23 Aiguille des Pélerins X 0954.037 Y 2109.641 3200 NW 290 20.0 ± 4.0 5.0 ± 2.0 1976

24 Aiguille des Deux Aigles X 0954.319 Y 2109.526 3195 W 295 1.0 ± 0.2 3.0 ± 1.5 ?

25 X 0954.364 Y 2109.326 3370 W 290 15.0 ± 3.0 5.0 ± 2.0 199826

Aiguille du Plan X 0954.187 Y 2109.198 3055 W 290 30.0 ± 4.5 5.0 ± 2.0 2003

27 Rognon du Plan X 0954.266 Y 2108.760 3045 NW 310 7.0 ± 1.4 5.0 ± 2.0 200928 X 0953.880 Y 2108.814 2970 N 335 10.0 ± 1.5 4.0 ± 1.5 200729 X 0953.859 Y 2108.679 3170 N 325 2.0 ± 0.4 3.0 ± 1.5 200330 X 0953.671 Y 2108.749 2970 N 25 2.5 ± 0.5 2.0 ± 1.0 années 1990 ?31 X 0953.620 Y 2108.373 3295 N 350 3.0 ± 0.7 3.0 ± 1.5 ~ 200732 X 0953.502 Y 2108.512 3130 N 30 13.0 ± 3.2 5.0 ± 2.5 200333 X 0953.497 Y 2108.558 3050 N 10 1.0 ± 0.2 2.0 ± 1.0 2000s34 X 0953.500 Y 2108.593 3000 N 5 3.5 ± 0.8 2.0 ± 1.0 2003 ?35 X 0953.410 Y 2108.686 2810 N 0 1.0 ± 0.2 2.0 ± 1.0 années 200036 X 0953.365 Y 2108.574 3030 N 320 4.0 ± 0.6 3.0 ± 1.0 ~ 200137 X 0953.253 Y 2108.344 3350 N 210 18.0 ± 2.7 4.0 ± 1.5 1983 ?38 X 0952.969 Y 2108.099 3470 N 345 1.5 ± 0.4 8.0 ± 3.0 200339 X 0952.988 Y 2108.276 3340 N 0 3.0 ± 0.6 2.0 ± 1.0 200340 X 0952.975 Y 2108.272 3345 N 5 2.5 ± 0.5 2.0 ± 1.0 200341 X 0952.643 Y 2108.085 3275 N 0 1.5 ± 0.4 3.0 ± 1.5 ~ 199442

Aiguille du Midi

X 0952.439 Y 2108.169 2950 N 5 3.5 ± 0.8 3.0 ± 1.5 années 1990

Moyennes/tendances 3130 NW 9.3 ± 1.5 4.3 ± 1.6

Total 390 ± 60

Tab. 7.2 – Caractéristiques des 42 écroulements rocheux recensés sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix depuis la fin du PAG (Ravanel et Deline, 2010). Characteristics of the 42 rockfalls identified on the North side of the Aiguilles de Chamonix since the end of the LIA.

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157

7.1 – De la fin du PAG au milieu du XXe siècle : une stabilité remarquable

De la fin du PAG jusqu’au milieu du XXe siècle, les écroulements diagnostiqués par nos modes d’approche sont rares : deux écroulements dans la face ouest des Drus, tandis que les parois du versant nord des Aiguilles de Chamonix n’ont connu aucune évolution sensible avant la fin des années 1940. En 1860, sept niches d’arrachement ont pu être identifiées aux Drus grâce à leur couleur gris clair, qui se distingue de la patine fauve du granite, et aux surplombs. La fraîcheur de l’une d’elles suggère un écroulement relativement « récent » (fig. 4.2). Ces sept niches s’observent sur les photographies postérieures (Jullien frères, vers 1900) sans nouvelle niche, ce qui suggère une stabilité de la face ouest des Drus pendant la seconde moitié du XIXe siècle. La première cicatrice postérieure au PAG apparaît dans les années 1900 (fig. 4.2). Encore visible avant 2005 une centaine de mètres en contrebas du sommet du pilier Bonatti (vers 3600 m d’altitude), cette cicatrice longue de 120-130 m correspond à un volume écroulé de 9 ± 2 × 103 m3 (tab. 7.1 ; fig. 7.1). L’écroulement dont elle témoigne a été déclenché par le séisme du 13 août 1905 (Lecarme, 1906). Outre la destruction du clocher de l’église d’Argentière, ce séisme dit de Chamonix, d’une magnitude locale estimée à 5-6 (SismAlp, 2008) et d’une intensité de VII à Chamonix (SisFrance, 2008), a également causé la chute du sommet du Pic Sans Nom, dont l’altitude a alors été abaissée de 9 m, après l’avoir déjà été de 15 m en 1860. Aucun écroulement n’est ensuite reconnu dans la face ouest des Drus jusqu’au milieu des années 1930 ; une photographie d’E. Frendo datant du début des années 1940 présente une tâche claire, caractéristique d’un petit écroulement (5.5 ± 1 × 103 m3) survenu en 1936 à la base de la cicatrice la plus fraîche observée sur les photographies de la fin du PAG (tab. 7.1 ; fig. 7.1 ; ph. 7.1).

Ph. 7.1 – Cicatrice de l’écroulement de 1936 dans la face ouest des Drus (ph. E. Frendo ; début des années 1940). On distingue encore clairement, sous le sommet, la cicatrice de l’écroulement de 1905. Scar of the rockfall of 1936 in the West face of the Drus. We still distinguish clearly the 1905 rockfall scar below the summit.


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Chapitre 7

158

7.2 – Accélération de la morphodynamique durant la seconde moitié du XXe siècle

Au cours de la période 1950-1995 se manifestent aux Drus les prémisses de la crise des années 1990-2000. Le premier écroulement d’un volume supérieur à 10 000 m3 postérieur au PAG a ainsi lieu en 1950. Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, l’été 1947 fut marqué par le premier écroulement relevé depuis 1860 ; son volume reste le plus important de tous les écroulements recensés sur le versant. Le milieu du XXe siècle constitue ainsi une période charnière, marquée par des écroulements importants, entre une première moitié de siècle calme du point de vue de la morphogenèse des parois étudiées et une seconde moitié beaucoup plus active.

7.2.1 – De la fin des années 1940 au début des années 1950 : des écroulements volumineux

C. Bonington (1992), relatant les premières tentatives d’ascension de la face ouest des Drus, fait état d’un écroulement survenu à la fin de l’été 1950, vraisemblablement entre 3220 et 3320 m d’altitude, et dont le volume est estimé à 20 ± 5 × 103 (tab. 7.1 ; fig. 7.1 ; ph. 7.2). Un autre écroulement s’est produit en juillet 1955, dont W. Bonatti (1962) est témoin, mais l’analyse photographique n’a pas permis de localiser sa cicatrice car le phénomène a probablement affecté le petit versant SSW du pilier (emprunté par la voie de Bonatti), non visible sur les photographies. Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, les deux premiers écroulements recensés ont eu

lieu à l’Aiguille de Blaitière, dans sa large face ouest (E10) et dans la face nord de l’une de ses antécimes (Pointe de Chamonix ; E7). E10, le plus volumineux des écroulements documentés (65 ± 6.5 × 103 m3), avait fait grand bruit dans le monde de l’alpinisme (Devies et Henry, 1977 ; voir § 4.2.3). A la fin de l’été 1947, le 10 septembre, une très grande plaque s’est détachée le long d’une grande fracture entre 2900 m et 3150 m d’altitude environ, marquant la face ouest d’une longue traînée claire (fig. 7.5). De petits éboulements (réajustements mécaniques) ont affecté la bordure de cette traînée jusqu’en septembre 1952. A la fin des années 1940, deux écroulements ont également affecté la face ouest des Grands Charmoz : E1, avec la chute d’un petit pilier (7 ± 1.4 × 103 m3) au niveau de la première tour (3265 m) de l’arête NW, et E2, avec celle d’un petit amas de blocs depuis des terrasses médianes (fig. 7.2). Enfin, en 1954, ce sont 9 ± 3 × 103 m3 de roche qui se sont écroulés dans le secteur des Plaques Burgener, dans la face ouest du Grépon (E4 et E5, fig. 7.2). Comme pour l’écroulement de Blaitière de 1947, les deux plaques se sont détachées selon des fractures préexistantes − l’écroulement E4 ayant probablement déclenché E5, dont la cicatrice se situe en contrebas. Ph. 7.2 – Cicatrice de l’écroulement de 1950 dans la face ouest des Drus (auteur inconnu). Scar of the rockfall of 1950 in the West face of the Drus.

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Fig. 7.5 – L’écroulement de 1947 dans la face ouest de l’Aiguille de Blaitière. A : la face avant l’écroulement (ph. Catala frères ; années 1940) ; la zone affectée par l’écroulement se présente sous la forme d’un grand pan rocheux, parallèle à la surface et partiellement surplombant (flèche) ; B : la face après l’écroulement (ph. G. Bertone, années 1960) ; la cicatrice est haute de près de 250 m. The rockfall of 1947 in the West face of the Aiguille de Blaitière. A: the face before the collapse, the area affected by the collapse constitutes a large rock slab parallel to the surface and partially overhanging (arrow), B: the face after the collapse, the scar is c. 250 m high.

7.2.2 – Du début des années 1950 au début des années 1990 : une évolution réduite

De l’écroulement de 1950 aux années 1980, l’évolution morphodynamique de la face

ouest des Drus a été réduite. Jusqu’au début des années 1970, aucun événement notable ne semble s’être produit. Puis, en 1974, une première niche d’arrachement est apparue, située au niveau d’un grand dièdre, une centaine de mètres au-dessus du surplomb créé par l’écroulement de 1950 (fig. 7.1 ; ph. 7.3). Elle correspond à un phénomène plus petit (0.35 ± 0.05 × 103 m3 ; tab. 7.1) qu’en 1950. Aucun écroulement ne s’est ensuite produit dans les années 1980 dans la face ouest. Par contre, plusieurs écroulements ont été observés dans la face nord, comme celui du 22 juillet 1983 qui a failli coûter la vie à un guide et son client. Déclenché au-dessus de la niche glacio-nivale de la face nord, cet écroulement l’a fortement érodée (ph. 7.4). Dans la face ouest, une seconde niche s’est formée sur le bord ouest du surplomb de 1950 à l’occasion de l’écroulement du 9 août 1992 (1.75 ± 0.5 × 103 m3 ; tab. 7.1 ; fig. 7.1 ; ph. 7.3), au terme d’une période particulièrement chaude (altitude de l’isotherme 0 °C supérieure à 4000 m depuis mi-juillet) et orageuse (Bozonnet, 1994). Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, après l’écroulement de 1954 dans la face ouest du Grépon, il a fallu attendre les années 1970 pour observer de nouveaux écroulements : E21 (18 ± 1.8 × 103 m3 ; tab. 7.2 ; fig. 7.2) à la base de la face NW du Peigne (c. 2615 m d’altitude), à la cicatrice contournée ; E23 (20 ± 4 × 103 m3 ; tab. 7.2 ; fig. 7.3), qui a affecté la partie supérieure de la face ouest de l’Aiguille des Pélerins sur une hauteur de 140 m en 1976. Au tout début des années 1980, le Pilier Carpentier − l’un des principaux piliers de la face ouest


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Chapitre 7

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des Grands Charmoz − a été affecté par un écroulement important (E3, V = 20 ± 2 × 103 m3, h ~ 150 m (seconde cicatrice la plus basse en altitude sur la figure 4.3 ; fig. 7.2 ; tab. 7.2) ; gravi pour la première fois en 1974, il était pourtant réputé être modelé dans le « meilleur rocher des Aiguilles de Chamonix ». A la même époque, deux écroulements se sont produits sur les faces nord de la Pointe des Pélerins (E17, V = 12 ± 1.8 × 103 m3 ; tab. 7.2 ; fig. 7.2) et de l’Aiguille des Pélerins (E18). Cette série des années 1980 s’est achevé avec E37 (V = 18 ± 2.7 × 103 m3, h = 90 m ; tab. 7.2 ; fig. 7.4) dans la partie supérieure de l’Eperon Frendo (versant nord de l’Aiguille du Midi).

Ph. 7.3 – Les cicatrices des écroulements de 1974 (milieu de la photo) et 1992 (en dessous) dans la face ouest des Drus (ph. F. Damilano ; 1995). The scars of the rockfalls of 1974 (middle of photo) and 1992 (below) in the west face of the Drus.

Ph. 7.4 – L’écroulement de la face nord des Drus du 22 juillet 1983 (coll. Montagne Magazine). The rockfall of the 22 July 1983 in the north face of the Drus.

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7.3 – La très forte activité géomorphologique des deux dernières décennies

Du point de vue géomorphologique, les décennies 1990 et 2000 se distinguent des décennies antérieures par des écroulements de plus en plus fréquents dans les parois étudiées. Les volumes mis en jeu, en particulier aux Drus, sont également de plus en plus élevés avec trois événements majeurs en 1997, 2003 et surtout 2005. Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, la situation est plus contrastée : si la décennie 1990 est marquée par des écroulements volumineux, la suivante a connu une grande fréquence d’écroulements de plus petites dimensions.

7.3.1 – Les écroulements majeurs de la face ouest des Drus

a – Les écroulements de 1997 et 2003 « Un géant aux pieds de verre » titrait le Dauphiné Libéré du 4 octobre 1997 à propos des

Drus. Le 18 septembre 1997 à 01 h 33, le premier écroulement important depuis 1950 s’était en effet produit. Deux alpinistes, qui bivouaquaient au-dessus du secteur affecté, avaient entendu des craquements dès 21 h la veille. Un écroulement eut lieu le 28 septembre 1997 en deux temps : en début d’après-midi puis à 18 h 30. Les volumes détachés lors de ces deux jours semblent avoir été du même ordre, pour un volume total de 27.5 ± 10 × 103 m3 (fig. 7.1 ;

tab. 7.1). Ces écroulements ont emporté le surplomb de 1950, une grande traînée blanche marquant dès lors la face ouest, tandis que des écoulements d’eau ont été observés dans la cicatrice alors que le reste de la face restait sec. La principale fracture (N120°E–80°NW) qui a conditionné la rupture en glissement plan (fig. 7.6) avait déjà guidé la rupture de 1950.

Fig. 7.6 – Moitié supérieure de la niche d’arrachement des écroulementsde septembre 1997 (ph. J.C. Marmier ; médaillon : V. Babanov). Flèches blanches : plans de fractures N30°E–75°NW ; flèches noires : plans de fractures N120°E–80°NW ; tiretés : cicatrice de l’écroulement de 1992.En médaillon : le surplombpartiellement évidé créé par l’écroulement. Upper half of the rockfall scar of September 1997. White arrows: fractures plans N30°E–75°N; black arrows: fractures plans N120°E–80°NW; dotted line: scar of the 1992 rock fall. Inset: the overhang partially hollowed out created by the rockfall.


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Chapitre 7

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À partir de 1998, de nombreux témoignages d’alpinistes ont fait état de très fréquentes chutes de pierres dans la face ouest. Pendant l’été caniculaire de 2003, c’est un volume de 6.5 ± 3 × 103 m3 qui s’est écroulé au début du mois d’août en trois temps (fig. 7.1 ; ph. 7.5 ; tab. 7.1). Le surplomb formé en 1997, partiellement évidé (fig. 7.6), est ainsi « remonté » d’une dizaine de mètres, et deux grandes plaques se sont détachées au-dessus de celui-ci (fig. 7.1). À nouveau, des chutes de blocs ont affecté la face pendant la période qui a suivi.

Ph. 7.5 – Les écroulements de l’été 2003 dans la face ouest des Drus (ph. J.F. Hagenmuller). A : éboulement du 2 août, avant-coureur des écroulements des jours suivants ; B : écroulement du 3 août ; C : écroulement principal du 8 août. The rockfalls of the summer 2003 in the West face of the Drus. A: little rockfall of the 2 August, early warning sign of the collapses of the following days; B: rockfall of the 3 August; C: main rockfall of the 8 August.

b – L’épisode de juin 2005

En juin 2005, les chutes de blocs se sont intensifiées jusqu’aux 29 et 30 juin, quand une série d’écroulements a démantelé le pilier SW du Petit Dru, gravi pour la première fois cinquante ans plus tôt (Bonatti, 1962). Trois écroulements se sont produits le 29 juin (fig. 7.7) : à 11 h 03, le surplomb formé pendant l’été 2003 est « remonté » d’environ 120 m ; à 13 h 53, la moitié ouest du pilier Bonatti s’est détachée ; située au sud de la cicatrice formée à 11 h 03, elle était étroite mais haute de 200-300 m, et le volume du nuage de poussière confirme qu’il s’agit du principal épisode du 29 juin ; à 14 h 22, la partie mise en surplomb quelques heures auparavant s’est effondrée, avec une « remontée » totale de la niche d’arrachement de 150 m environ par rapport à 2003. Alors que le nouveau surplomb se situait 130-140 m sous le sommet du pilier Bonatti, l’écroulement principal a eu lieu le 30 juin vers 03 h 00, emportant l’ensemble du cylindre qui formait le reste du pilier (fig. 7.8.A). Jusqu’à la fin du mois de juillet 2005, les chutes de blocs ont été très nombreuses, avec plusieurs petits écroulements (par exemple le 17 juillet à 7 h 05). Deux écroulements plus importants ont été observés en septembre 2005 depuis le Montenvers ou les Tines. Celui du 8 septembre à 13 h 27 a été déclenché par le séisme dit de Vallorcine, de magnitude locale 4.6 (SismAlp, 2008), qui a purgé des blocs devenus instables en juin. Le second écroulement s’est produit le 27 septembre vers 8 h 30, sans secousse sismique. La séquence estivale de 2005 a mobilisé un volume total de 265 ± 40 × 103 m3 (fig. 7.1 ; tab. 7.1). La face ouest est depuis marquée sur les deux tiers de sa hauteur par une grande surface gris clair large en moyenne de 70 m (fig. 7.8.B), qui témoigne de la disparition du pilier SW du Petit Dru. Cette cicatrice d’arrachement, haute de près de 600 m, peut être divisée en trois parties selon la

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topographie et la structure. Le quart inférieur (fig. 7.8, secteur C) correspond à un grand plan de fracturation (N30°E–75°NW) révélé par plusieurs écroulements, dont il a constitué le principal plan de glissement. Sur la marge sud de ce plan subsiste un ensemble rocheux saillant, tandis que sa marge nord est formée par la partie de la face encore intacte, le plan de fracturation se poursuivant dans le volume rocheux. Dans le secteur central (fig. 7.8, secteur B), la cicatrice d’arrachement est constituée par deux dièdres parallèles et subverticaux, dont le plus grand est déterminé par le plan précité et un second plan sub-perpendiculaire (N120°E–80°NW) qui se poursuit dans le quart supérieur de la cicatrice (fig. 7.8, secteur A), où il a délimité la partie supérieure du volume écroulé en 2005 (glissement plan). Ainsi, les trois quarts inférieurs de la cicatrice d’arrachement sont orientés WNW, et le quart supérieur, SSW. Recouvrant des dépôts d’écroulement antérieurs, celui de 2005 s’étend sur 90 000-95 000 m2 sur le glacier des Drus et son complexe morainique (fig. 7.9). Les distances de parcours maximales verticale et horizontale pour 2005 sont 1200 m et 1330 m, respectivement. La morphologie et l’extension du dépôt ont été largement conditionnées par la topographie du secteur : la canalisation de la masse écroulée par le Rognon des Drus et la moraine latérale explique que le lobe principal du dépôt recouvre la marge droite du glacier des Drus ; seul un lobe secondaire de 300 m de long a débordé la moraine. Les débris sont très anguleux et hétérométriques. Dans le secteur proximal, les blocs métriques sont emballés dans une matrice sablo-argileuse très abondante qui provient du concassage des blocs, qui disparaît progressivement vers le secteur distal du dépôt, composé de blocs pluridécimétriques. Les plus gros blocs (30-35 m3, jusqu’à 100 m3) sont localisés dans le secteur central du dépôt, dont la topographie est très chaotique : ces mégablocs reposent sur de plus petits qui en recouvrent d’autres plus ou moins emballés dans la matrice sablo-argileuse. L’épaisseur du dépôt, supérieure à 5 m sur le quart de sa superficie, dépasserait localement 10 m ; elle diminue depuis le secteur central du dépôt jusqu’au front du lobe principal.

Fig. 7.7 – Séquence de l’écroulement du pilier Bonatti des Drus des 29 et 30 juin 2005 (ph. coll. C. Mollier ; E. Romand ; R. Amblard ; L. Soyris). The sequence of the collapse of the Bonatti Pillar at the Drus between the 29 and 30 June 2005.


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Chapitre 7

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Fig. 7.8 – Partie supérieure de la face ouest des Drus. A : à la fin des années 1950 (ph. Spilmann) ; la partie sommitale du pilier Bonatti est individualisée par une large fracture (flèche jaune). B : en 2006. Contour rouge : cicatrice des écroulements de 2005 ; flèches jaunes : plans de fractures N30°E–75°NW ; flèches noires : plans de fractures N120°E–80°NW ; parties A, B et C : explications dans le texte. Upper part of the West face of the Drus. A: the face at the end of the 1950’; the uppermost part of the Bonatti Pillar is individualized by a large fracture (yellow arrow). B: the face in 2006. Red line: 2005 rockfalls scar; yellow arrows: fractures plans N30°E–75°NW; black arrows: fractures plans N120°E–80° NW; parts A, B and C: see text.

Fig. 7.9 – Carte géomorphologique du secteur des Drus. 1 : arêtes ; 2 : faille ; 3 : gneiss ; 4 : granite ; 5, 6 : glacier blanc, noir ; 7, 8, 9 : till tardiglaciaire, Petit Âge Glaciaire, post-Petit Âge Glaciaire ; 10 : cône d'épandage fluvio-glaciaire ; 11 : crête morainique ; 12 : épaulement glaciaire ; 13 : niche d’arrachement ; 14 : dépôts d’écroulement ; 15, 16 : éboulis stabilisés, actifs. Geomorphological map of the Drus area. 1: ridges; 2: fault; 3: gneiss; 4: granite; 5, 6: clean, debris-covered glacier; 7, 8, 9: Late-Glacial, LIA, post-LIA tills; 10: outwash fan; 11: moraine ridge; 12: glacial shoulder; 13: scar of rockfall; 14: rockfall deposit; 15, 16: active, inactive scree slopes.

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7.3.2 – Les écroulements sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix

a – Les écroulements des années 1990

A partir des années 1990, le rythme mais également le volume des écroulements sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix se sont fortement accrus (tab. 7.2 ; fig. 7.2-3-4). Ceux-ci ont été observés sur le Rognon des Nantillons (E6, V = 25 ± 2.5 × 103 m3 ; cicatrice la plus basse sur la figure 7.2), la partie sommitale de l’Aiguille du Fou vers 1992 (E13, V = 4 ± 0.8 × 103 m3), les faces nord (E8, V = 50 ± 7.5× 103 m3) en 1994 et ouest en 1995 (E11, V = 7 ± 1 × 103 m3) de l’Aiguille de Blaitière, et le versant nord de l’Aiguille du Midi, avec trois écroulements d’un volume compris entre 1500 et 3500 m3. Le grand écroulement E8 de l’Aiguille de Blaitière a probablement être favorisé par le déséquilibre créé par le petit écroulement E7 de 1947 sur le pied de la face nord − ces deux écroulements ayant été contrôlés par une grande fracture (N40°E–75°NW) parallèle à la surface (fig. 7.10). L’écroulement E11 du 21 août 1995 a affecté une partie du surplomb sommital de la cicatrice de 1947-1952 (E10).

Fig. 7.10 – L’écroulement (E8) de 1995 dans la face nord de l’aiguille de Blaitière. A : la face avant l’écroulement (ph. P. Tairraz ; ~ 1992) ; la cicatrice délimitée en rouge est celle d’un écroulement (E7) survenu en 1947. B : la face après l’écroulement (ph. M. Colonel ; années 2000) ; la cicatrice est délimitée en jaune. The rockfall (E8) of 1995 in the North face of the Aiguille de Blaitière. A: the face before the collapse; the scar marked in red is the one of a rockfall (E7) occurred in 1947. B: the face after the collapse; the scar is marked in yellow.

b – Le rythme élevé des écroulements des années 2000

Si la décennie 1990 est marquée par des volumes relativement faibles, la suivante a connu une plus grande fréquence d’écroulements (tab. 7.1 ; fig. 7.2-3-4). Le versant nord de l’Aiguille du Midi a ainsi été affecté par une douzaine d’écroulements d’un volume de 2000 à 5000 m3. Durant la seule année 2003, une douzaine d’écroulements ont affecté les Aiguilles de Chamonix (ph. 7.6), d’un faible volume à l’exception de deux d’entre eux : E12 (V = 15 ± 3.7 × 103 m3 ; fig. 7.11) qui a concerné toute la pointe rocheuse de l’antécime nord de l’Aiguille du Fou − la masse écroulée dévalant probablement la face ouest −, et E26 (V = 30 ± 4.5 × 103 m3) au pied de la face ouest de l’Aiguille du Plan, dont la large cicatrice gris clair est très visible depuis le


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Chapitre 7

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second tronçon du téléphérique de l’Aiguille du Midi. Enfin, deux écroulements ont eu lieu pendant l’été 2007, sur le versant nord de l’Aiguille du Midi (E28 : 10 ± 1.5 × 103 m3 ; E31 : 3 ± 0.7× 103 m3), puis deux autres durant l’été 2009, sur la face nord de la pointe des Pélerins et au Rognon du Plan (E16 : 4 ± 0.9 × 103 m3 ; E27 : 5 ± 2 × 103 m3).

Ph. 7.6 – L’écroulement (E38) de 2003 dans la face nord de l’aiguille du Midi (ph. B. Arsac). The rockfall (E38) of 2003 in the north face of the Aiguille du Midi.

Fig. 7.11 – Deux écroulementsidentifiés dans le secteur del’Aiguille du Fou. A : lesecteur avant les deuxécroulements (ph. Catalafrères). B : le secteur en 2009 ;en jaune : E13 survenu vers1992 sous le sommet del’Aiguille du Fou ; en rouge :E12 qui a entrainél’écroulement du pic en 2003.Two rockfalls identified in theAiguille du Fou area. A: thearea before the two collapses.B: the area in 2009; in yellow:E13 occurred around 1992below the top of the Aiguilledu Fou; in red: E12, whichhas resulted in the collapse ofan entire small peak in 2003.

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Ce chapitre a présenté la succession des 50 écroulements qui ont affecté la face ouest des Drus et le versant nord des Aiguilles de Chamonix depuis la fin du PAG, établie essentiellement à partir de la comparaison de photographies. Huit de ces écroulements ont eu lieu dans la face ouest des Drus entre 1905 et 2005, les 42 autres sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix entre 1947 et 2009. Le volume (de 500 à 265 000 m3) et la fréquence de ces écroulements sont très variables. La grande stabilité des parois depuis la fin du PAG est interrompue au milieu du XXe siècle par plusieurs grands écroulements (20 000 m3 dans la face ouest des Drus ; jusqu’à 65 000 m3 dans les Aiguilles de Chamonix). Du début des années 1950 à celui des années 1990, l’évolution a été réduite, avant la très forte activité des deux dernières décennies. La morphodynamique dans cette dernière période a été contrastée selon les secteurs : quelques grands écroulements aux Drus, quand les Aiguilles de Chamonix ont connu un grand nombre d’écroulements d’un volume plus réduit. Ces résultats valident l’hypothèse d’un accroissement de la fréquence des écroulements ces dernières décennies. Pour démontrer une relation entre celui-ci et le réchauffement climatique, il faudra toutefois comparer les occurrences des écroulements avec les données climatiques de la région du Mont Blanc (Chapitre 10). D’autre part, ces résultats permettent d’apprécier le volume des écroulements sur un siècle et demi, et de noter que les écroulements se développent souvent dans des secteurs proéminents (piliers, éperons, surplombs). Les résultats du recensement des écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009, présentés dans le Chapitre 8, confortent ces premières observations.

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Results of the 2003, 2007, 2008 and 2009 rockfall inventories

Operational in the Mont Blanc massif since 2007, the network of observers has identified and documented a large number of rockfalls (fig. 8.1 and 8.2) with volumes between 100 and 50 000 m3. These data contribute to feed the debate on rockfall triggers in high mountain.

45 rockfalls were reported in 2007 (tab. 8.1). They occurred between January and late September. Only three events took place out of the permafrost area, among which we find the most important event identified: the Dent de Jétoula rockfall (15 000 m3; fig. 8.3). Figures 8.4 to 8.7 present four case studies, including the Tour des Grandes Jorasses rockfall, which occurred on the 30th of September (20 000 m3) at about 3 830 m a.s.l. (highest rockfall of 2007). Two weeks after the collapse, massive ice was still present in the scar. Similar observations could be done after the Aiguilles Marbrées rockfall of the 20th of September.

Year 2008 was characterized by a lower rockfall frequency: only 22 events were reported (tab. 8.2), which occurred between June and September. The last one occurred at about 3 470 m a.s.l. at Aiguille de Tré-la-Tête involving an estimated volume of 50 000 m3 of rocks (fig. 8.8). It was the largest event of the 2007-2009 period and probably the largest one since the 2005 little rock-avalanche of the Drus. Figure 8.9 and photo 8.1 present two other case studies. Among the 22 documented collapses, only one seems to have been triggered out of the permafrost area.

Year 2009 was marked by a high number of small size rockfalls (up to 7 000 m3): 72 collapses were recorded between April and October (tab. 8.3), although morphodynamics really started in August. Only two rockfalls occurred out of the permafrost area, including the Mont Rouge de Peuterey rockfall (fig. 8.10). Among the other events, two cases illustrate the combination between rockfall hazard and vulnerabilities. The Aiguille des Grands Montets, where the upper station of a cable-car is built, was affected by two collapses (fig. 8.11) and black ice cementing boulders was observed in the main scar. Another example concerns the lower Cosmiques ridge – where the Cosmiques hut (140 places) is located – and which SE side was affected by a small collapse on the 30th of August (fig. 8.12). Several other rockfalls occurred there since August 1998, when a slab of 600 m3 broke off on which was based the metal structure of the hut (fig. 8.13), forcing the hut to close until important works were done. Ice has often been observed in the rockfalls scars since 1998.

In 2003, the 182 reported collapses (tab. 8.4) were distributed fairly homogeneously throughout the massif (fig. 8.14), with a slightly lower density south of the Mont Blanc. The most affected sector was the Mont Blanc du Tacul (4 248 m a.s.l.) in the central part of the massif. All but two of the rockfalls occurred in rockwalls where models suggest the presence of permafrost. Figures 8.15 and 8.16 show two of the most important rockfalls of summer 2003.

Finally, only 8 of the 321 documented events of 2003, 2007, 2008 and 2009 probably occurred out of the possible or probable permafrost area, and ice was observed in more than 22 scars. The likely important role of permafrost as a rockfall trigger will be discussed more in depth in Part 4.

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Chapitre 8

Résultats du recensement des écroulements rocheux de 2003, 2007, 2008 et 2009

Nous présentons ici les résultats du recensement des écroulements dans le massif du Mont Blanc issus du réseau d’observateurs. L’inventaire des écroulements antérieurs (2003) a été réalisé à partir d’une image satellite SPOT-5. Pour chacune des années, quelques cas marquants sont détaillés. 8.1 – 139 écroulements recensés de 2007 à 2009

Opérationnel depuis 2007, le réseau d’observateur constitué pour l’essentiel de guides, de gardiens de refuge a permis de recenser et de documenter un nombre élevé d’écroulements (fig. 8.1 et 8.2) d’un volume compris entre 0.1 et 50 × 103 m3. Ces données, vérifiées et complétées lors de campagnes de terrain, contribuent à alimenter la réflexion sur le déclenchement des écroulements en haute montagne. Nous présentons ici les données acquises en 2007 (45 écroulements), 2008 (22) et 2009 (72) ainsi que plusieurs études de cas.

171

Fig. 8.1 – Les écroulements rocheux recensés dans le massif du Mont Blanc en 2007 (rouge), 2008 (jaune) et 2009 (vert) (Ravanel et al., 2010a modifié). Rock falls occurred in the Mont Blanc Massif in 2007 (red), 2008 (yellow) and 2009 (green).


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Chapitre 8

172

8.1.1 – 45 écroulements recensés en 2007

a – Les données

45 écroulements ont été recensés en 2007 (fig. 8.1 ; tab. 8.1). Ils se sont produits entre janvier (Rognon inférieur du Plan sur le versant français) et fin septembre (Tour des Grandes Jorasses sur le versant italien). Deux écroulements ont eu lieu au printemps. Ceux-ci ont affecté un même secteur de l’arête des Grands Mulets avant qu’un troisième écroulement ne s’y produise en juillet. Tous les autres écroulements ont eu lieu entre juin et septembre. Seuls trois événements ont semble-t-il eu lieu hors permafrost dont le plus important des écroulements recensés, celui de la Dent de Jétoula du 1er août (15 × 103 m3), qui a laissé une grande cicatrice claire sur le granite et un dépôt canalisé par trois gorges raides, bien visibles depuis la vallée (fig. 8.3).

Fig. 8.2 – Position des écroulements dans la partie centrale du massif (versant français) sur le MNT à 50 m amélioré à 10 m dans les secteurs les plus affectés par des écroulements (Ravanel et al., 2010a modifié). En rouge : 2007 ; en jaune : 2008 ; en vert : 2009. Location of the rockfalls in the central part of the massif (French side) on the 50 m DEM enhanced to 10 m in the areas most affected by the rockfalls. In red: 2007; in yellow: 2008; in green: 2009.

Fig. 8.3 – L’écroulement de la Dent de Jétoula survenu le 1 août 2007 à 6 h 30 (ph. M. Ravello). Avec le volume le plus important en 2007 (15 × 103 m3), l’écroulement a affecté un secteur très probablement dépourvu de permafrost. The Dent de Jétoula rockfall occurred the 1 August 2007 at 6:30. Largest volume of 2007 (15 × 103 m3), the event seems to have affected an area without permafrost.

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173

Roche Permafrost

Site Date Coordonnées (Lambert II étendu)

Altitude du

barycentre de la

cicatrice (m)

Pent

e (°

)

Gra

nite

Gne

iss

Ori

enta

tion

(°)

Surf

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(×

103 m

2 )

Vol

ume

(× 1

03 m3 )

Prof

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)

Impr

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le

Poss

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Prob

able

Gla

ce o

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vée

dans

la c

icat

rice

Dent de Jétoula 01/08 E X 0958.096 Y 2103.945 2810 65 × 180 > 60 15 ± 3 > 10 × Non

Tour Gdes Jorasses 30/09 E X 0960.968 Y 2106.695 3830 70 × 160 20 10 ± 2 > 4 × Oui

Droites 06/09 P X 0960.895 Y 2114.435 3360 69 × 30 20 7 ± 3 > 6 × Oui

Aiguille Passon 31/08 P X 0960.105 Y 2119.294 3060 43 × 15 4.5 5 ± 1.2 2 à 3 × ?

Aiguilles Marbrées 12/09 P X 0957.370 Y 2104.984 3430 58 × 240 10 4 ± 0.9 < 2 × ?

Lex Blanche 01/08 E X 0947.223 Y 2097.516 3500 53 × 90 0.7 3.5 ± 1.4 ~ 6 × Oui ?

Rognon inf. du Plan 17/01 P X 0954.830 Y 2108.538 3310 77 × 220 0.45 3 ± 1 ~ 7 × ?

Brêche des Périades 12/09 P X 0958.758 Y 2107.888 3400 48 × 310 2.5 2.5 ± 0.8 3 à 4 × ?

Aiguilles Marbrées 20/09 E X 0957.323 Y 2105.093 3430 62 × 290 ? 2 ± 0.6 ~ 7 × Oui

Ptes Hirondelles 04/08 P X 0961.940 Y 2107.913 3410 57 × 150 20 2 ± 0.4 ? × ?

Aiguilles du Tacul 12/09 P X 0958.677 Y 2108.761 3280 43 × 180 6 2 ± 0.9 < 2 × ?

Arête Gds Mulets 07/07 E X 0951.168 Y 2105.665 3270 60 × 65 3 1.5 ± 0.4 ? × ?

Aiguille du Peigne 30/08 P X 0953.964 Y 2109.958 2860 59 × 35 20 1.5 ± 0.5 ~ 4 × Non

Pts Aig. R. Dolent 06/09 P X 0964.161 Y 2115.395 3450 64 × 350 2 1.5 ± 0.6 ? × ?

Arête Gds Mulets 25/05 P X 0951.168 Y 2105.665 3270 60 × 65 2.5 1.2 ± 0.3 ? × ?

Aiguille du Tacul 12/09 P X 0958.375 Y 2108.914 3010 57 × 325 4 1.2 ± 0.4 2 à 3 × ?

Rogn Gds Charmoz 30/08 P X 0954.716 Y 2110.956 2700 63 × 340 5 1 ± 0.3 2 à 3 × Non

Eperon Brenva 21/09 P X 0953.133 Y 2102.975 3560 43 × 150 9 1 ± 0.3 ? × Oui

Aiguille du Midi 21/07 P X 0953.855 Y 2108.800 2940 50 × 320 4 0.9 ± 0.2 ~ 5 × Oui

Aig. des Pélerins 30/08 P X 0954.225 Y 2109.855 2960 65 × 10 17 0.8 ± 0.1 < 2 × ?

Aiguille à Bochard 07/09 P X 0957.738 Y 2115.763 3010 60 × 350 2 0.8 ± 0.2 < 2 × Non

Arête Gds Mulets 22/04 P X 0951.168 Y 2105.665 3270 60 × 65 2 0.7 ± 0.12 ? × ?

Rognon du Dolent 06/09 P X 0963.620 Y 2115.548 3280 46 × 315 5 0.6 ± 0.15 ? × ?

La Noire 12/09 P X 0957.048 Y 2106.918 3200 43 × 180 2.5 0.6 ± 0.18 < 2 × ?

Tour Ronde 19/06 E X 0955.083 Y 2103.898 3610 56 × 70 3 Oui

Tour Ronde 28/08 P X 0955.083 Y 2103.898 3610 56 × 70 10.224 ±

0.012 6.5 × Oui

Col sup. de la Noire 12/09 P X 0957.752 Y 2106.352 3470 54 × 260 0.6 0.2 ± 0.02 < 2 × ?

Arête inf. Cosmiques 16/07 E X 0952.990 Y 2107.169 3600 39 × 140 0.1 0.18 ± 0.04 2 à 3 × Oui

Dent du Géant 29/06 P X 0958.094 Y 2105.878 3650 55 × 260 0.5 0.15 ± 0.03 < 2 × Oui ?

Pointe Isabelle 29/06 P X 0962.473 Y 2112.373 3270 57 × 315 0.8 0.15 ± 0.03 < 2 × ?

Ptes Hirondelles 04/08 P X 0962.033 Y 2108.013 3250 58 × 40 0.8 0.15 ± 0.02 ? × ?

La Noire 12/09 P X 0957.256 Y 2106.822 3340 52 × 210 0.7 0.15 ± 0.05 2 à 3 × ?

Aiguille du Midi 14/07 P X 0953.560 Y 2108.765 2780 53 × 340 8 > 0.1 < 2 × ?

Grands Charmoz 17/07 E X 0955.655 Y 2110.868 3060 54 × 100 ? > 0.1 ? × ?

Aiguille du Midi 12/09 P X 0953.383 Y 2108.495 3020 48 × 330 ? > 0.1 ? × ?

Aiguille de Talèfre 12/09 P X 0961.795 Y 2110.515 3430 48 × 235 8 > 0.1 < 2 × ?

Aiguille de Thoules 12/09 P X 0955.985 Y 2104.245 3310 38 × 120 3.5 > 0.1 < 2 × ?

Courtes 12/09 P X 0961.545 Y 2113.318 3320 44 × 220 ? > 0.1 < 2 × ?

Aig. Pierre Joseph 29/06 P X 0960.579 Y 2110.935 3060 43 × 325 0.8 0.1 ± 0.025 < 2 × ?

Aig. de Blaitière 16/07 P X 0954.483 Y 2110.565 2870 69 × 290 0.7 0.1 ± 0.015 4 × Non

Aig. des Pélerins 21/07 P X 0954.218 Y 2109.700 3250 38 × 310 ? 0.1 ± 0.03 3 à 4 × ?

Arête inf. Cosmiques 29/07 E X 0952.972 Y 2107.156 3580 48 × 140 0.3 0.1 ± 0.04 < 2 × ?

Aiguille du Tacul 24/08 E X 0958.264 Y 2108.845 2880 67 × 280 0.5 0.1 ± 0.02 ? × ?

Rognon du Dolent 06/09 P X 0963.558 Y 2115.531 3200 64 × 275 0.4 0.1 ± 0.035 < 2 × ?

Pointe de Pré Bar 06/09 P X 0964.498 Y 2113.460 3230 59 × 335 0.3 0.1 ± 0.2 < 2 × ?

Moyennes 3253 55 40 5 202 ~ 7 > 1.6 ± 0.5 ~ 3.3 Totaux (45) > 260 > 72 ± 20 3 12 30 > 10

Tab. 8.1 – Caractéristiques des 45 écroulements recensés en 2007 dans le massif du Mont Blanc (ordre par volume décroissant ; Ravanel et al., 2010a modifié). E : date de l’écroulement ; P : date de la première observation du dépôt corrélatif. Characteristics of the 45 rockfalls of 2007 in the Mont Blanc massif. R: the date of the rock fall, F: the date of the first observation of the rockfall deposit.


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Chapitre 8

174

b – Etudes de cas

Le Rognon inférieur du Plan (3406 m)

Situé à 2 km à l’ENE du sommet de l’Aiguille du Midi, le pilier granitique SW du Rognon inférieur du Plan a été le siège d’un écroulement – d’un volume estimé à 3 × 103 m3 – le 17 janvier 2007 (fig. 8.4). Ce versant, très raide, est constitué d’un granite particulièrement compact se prêtant bien à l’ouverture de voies d’escalade de haute difficulté. En 2005, a été ouvert l’un des itinéraires rocheux les plus difficiles du massif, American Beauty, parcourant pour l’essentiel un système de fissures. Quelques autres itinéraires avaient déjà été ouverts dans ce secteur, dont l’un en 1987 à proximité de celui de 2005. La comparaison d’informations issues d’un topoguide (Piola, 1988) et de la morphologie de la paroi en 2005 montre l’occurrence d’un écroulement entre l’ouverture de la voie de 1987 et celle de 2005, responsable de la mise en surplomb d’une partie du pilier séparant les faces sud et ouest. L’écroulement de 2007 a mobilisé, sur une hauteur d’environ 50 m, le volume rocheux précédemment mis en surplomb. La rupture s’est faite le long d’une importante fracture (N55°W–75°SE) qui avait déjà contraint la majeure partie du premier écroulement (les deux détachements se sont produits en glissement-plan). L’un des ouvreurs de la voie de 2005, revenu observer l’état de l’itinéraire peu après l’écroulement, n’a remarqué ni glace ni écoulements d’eau dans la cicatrice (com. orale F. Pallandre, mai 2007). Par contre, la progression dans la troisième longueur de la voie, qui s’effectuait le long d’une fissure lézardant une dalle très raide et compacte et dont les épontes étaient presque jointives, semblait être devenue impossible compte tenu de l’ouverture de la fissure à la suite de l’écroulement. Au sommet de cette même longueur, une fine fissure, plus ou moins parallèle à la première, semblait se perdre rapidement dans le volume rocheux avant 2007. Peu après l’écroulement, l’ouverture de cette fissure (presque fermée lors de l’ouverture de la voie) avoisinait 20 cm, illustrant la décompression subie par le volume rocheux. Depuis, les fissures semblent s’être encore élargies.

Fig. 8.4

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175

Fig. 8.4 – L’écroulement du rognon inférieur du Plan de janvier 2007 (ph. coll. F. Pallandre). A : topo de la voie « American Beauty » ; encadré : le volume affecté par l’écroulement de 2007; flèche rouge : principale fracture qui a déterminé l’écroulement ; flèche blanche : fissure empruntée par l’itinéraire qui a subi une ouverture importante lors et/ou à la suite de l’écroulement. B : la face avant l’écroulement de 2007 ; en rouge : le volume affecté par l’écroulement de 2007 ; en jaune : cicatrice de l’écroulement survenu entre 1987 et 2005. The rockfall of the rognon inférieur du Plan of January 2007. A: guide of the "American Beauty" route; box: the volume affected by the collapse; red arrow: main fracture that determined the collapse; white arrow: crack used by the route and that experienced an important opening during or following the collapse. B: the face before the rockfall; in red: the volume affected by the collapse of 2007; in yellow: scar of a collapse that occurred between 1987 and 2005. La Tour des Grandes Jorasses

Le 30 septembre 2007 vers 16 h 30, un écroulement affectait le versant sud du sommet 3936 m situé entre la Tour des Jorasses (3813 m) et la Pointe Walker (4208 m) des Grandes Jorasses (versant italien), vers 3830 m d’altitude, soit le plus élevé de 2007 (fig. 8.5). Le volume de granite, de l’ordre de 20 × 103 m3, a d’abord été canalisé par un grand couloir avant de franchir la partie haute du lobe oriental du glacier des Grandes Jorasses pour finalement se déposer sur sa partie aval. La cicatrice, très régulière et haute de 120 m environ, est constituée principalement par un grand plan de fracture N55-60°W–80°SE (détachement en glissement-plan). Deux semaines après l’écroulement, de la glace massive était encore présente dans la moitié supérieure de cette cicatrice, tandis que plusieurs grandes trainées d’eau issue de sa fusion en marquaient la moitié inférieure. Une centaine de mètres à l’est de cette cicatrice, le versant est marqué par une autre cicatrice, plus réduite (volume écroulé probablement de l’ordre de 10 000 m3), correspondant à un écroulement survenu en mai 2002. Le dépôt de celui-ci avait parcouru environ 2100 m pour une dénivelée de 3200 m, descendant jusqu’à une altitude de 1650 m. Cette longue distance de parcours s’expliquait par la présence d’un dépôt d’avalanche sur l’ensemble du versant, augmentant la mobilité du dépôt.

Fig. 8.5 – L’écroulement de la Tour des Grandes Jorasses de septembre 2007. La flèche noire indique la glace massive encore présente dans la cicatrice deux semaines après l’écroulement. Les écoulements d’eau présents dans la partie basse de la cicatrice résultent de la fusion de la glace. En jaune : cicatrice de l’écroulement survenu en 2002. The September 2007 rockfall of the Tour des Grandes Jorasses. Black arrow shows massive ice still present in the scar two weeks after the rockfall. The seeping water in the lower part of the scar corresponds to just melt ice. In yellow: scar of a rockfall occurred in 2002.


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Chapitre 8

176

Les Droites

Durant la deuxième quinzaine du mois d’août 2007 (la date précise n’est pas connue), la très raide face nord des Droites dans le bassin d’Argentière a été affectée par un écroulement au niveau de l’éperon NNE du sommet est (4000 m). Bien que survenu vers 3360 m d’altitude dans une face granitique globalement orientée au nord, le volume d’environ 7 × 103 m3 s’est en réalité détaché sous la forme d’un glissement-dièdre au niveau de l’arête faîtière de l’éperon (fig. 8.6) dont les micro-versants sont orientés NNW et SSE. Quelques jours après l’écroulement, de la glace était encore visible dans la partie centrale de la cicatrice. Le volume écroulé a parcouru une distance horizontale d’environ 1000 m pour une hauteur de 640 m. Durant son parcours, il s’est très fortement pulvérisé : le dépôt sur le glacier d’Argentière est essentiellement constitué de débris au maximum pluridécimétriques, tandis que sa marge proximale n’est constituée que de matériaux très fins probablement issus d’un petit aérosol formé lors de l’écroulement.

Fig. 8.6 – L’écroulement des Droites d’août 2007. Prise plusieurs semaines après l’écroulement, la photographie ne permet plus d’observer la glace visible dans la cicatrice après l’écroulement. La surface du dépôt est de 20 000 m2. The Droites rockfall of August 2007. Taken several weeks after the collapse, the photograph does not permit any more to observe the massive ice, visible in the scar just after the collapse. The surface of the deposit is 20 000 m2.

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177

Les Aiguilles Marbrées

Le 20 septembre 2007, un écroulement affectait la bordure ouest de la petite face NW des Aiguilles Marbrées (fig. 8.7). Le volume de granite écroulé, d’une hauteur de 55 m pour une largeur moyenne de 12 m et une épaisseur maximale de l’ordre de 7 m, a laissé place à deux plans de fracture (rupture en glissement-dièdre) dont le plus important est N42°E–70°NW, le second lui étant sub-perpendiculaire. Dans la partie supérieure de ce dièdre, de la glace massive a subsisté quelques jours. Produit en pied de versant au dessus du glacier du Géant, très peu raide dans ce secteur, le dépôt de 2 × 103 m3 s’est fait au pied de la paroi.

Fig. 8.7 – La cicatrice de l’écroulement des Aiguilles Marbrées du 20 septembre 2007. A : cicatrice de l’écroulement et une partie du dépôt (ph. Fondation Montagne Sûre) ; B : glace massive présente dans la partie haute de la cicatrice ; C et D (vue du haut) : dimensions de la cicatrice mesurées sur un modèle 3D à haute résolution acquis par TLS en septembre 2009. The scar of the Aiguilles Marbrées of the 20 September 2007. A: the scar and a part of the deposit; B: massive ice in the upper part of the scar; C and D: size of the scar measured on a high-resolution 3D model acquired in September 2009.


a – Les données

L’année 2008 dans le massif du Mont Blanc a été caractérisée par une moindre fréquence d’écroulements : seuls 22 écroulements ont été signalés (fig. 8.1 ; tab. 8.2). Toutefois, les conditions météorologiques du début de l’automne 2008 (neige très précoce même à basse altitude) ont peut-être occulté quelques événements. Tous les écroulements se sont produits entre juin et septembre. Le dernier d’entre eux, qui s’est produit à l’Aiguille de Tré-la-Tête sur le versant italien du massif, fut le plus important de


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Chapitre 8

178

la période 2007-2009 et très certainement même depuis l’écroulement des Drus de juin 2005, avec un volume estimé de 50 × 103 m3. Parmi les 22 écroulements documentés, un seul semble être issu d’un secteur dépourvu de permafrost.

Roche Permafrost


Altitude du

barycentre de la

cicatrice (m)

Pent

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Gra

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Ori

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(°)

Surf

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103 m

2 )

Vol

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103

m3 )

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Prob

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dans

la c

icat

rice

Aig. Tré-la-Tête 10/09 E X 0948.895 Y 2097.758 3400 66 × 80 150 50 ± 10 > 20 × ?

Aiguille de Thoules 09/07 E X 0956.068 Y 2104.465 3410 49 × 162 10 5 ± 1.5 ~ 6 × ?

Arête Gds Montets 07/08 P X 0958.879 Y 2115.033 3600 40 × 290 ? 3.5 ± 1 8 × Oui

Aiguille du Midi 29/06 P X 0952.905 Y 2108.520 2920 56 × 315 7 3 ± 0.8 ? × ?

Périades 26/06 P X 0958.397 Y 2106.941 3270 52 × 299 4 1.5 ± 0.6 5 × ?

Aig. du Chardonnet 03/08 P X 0960.505 Y 2118.177 3060 53 × 287 3 1.5 ± 0.7 3 × ?

Périades 26/06 P X 0958.397 Y 2106.941 3270 52 × 299 4 1.5 ± 0.5 5 × ?

Aiguille à Bochard 23/06 P X 0957.710 Y 2115.740 3070 60 × 358 4 1.2 ± 0.3 5 × ?

Aiguille du Passon 26/06 P X 0960.295 Y 2119.220 3110 52 × 344 2.5 1.2 ± 0.4 2 × ?

Aiguille du Tacul 26/06 P X 0958.440 Y 2109.044 3090 41 × 276 8 1 ± 0.25 > 2 × ?

Aiguille du Tacul 14/08 P X 0958.750 Y 2109.273 3000 58 × 339 ? 0.9 ± 0.2 ? ~ 5 × Oui

Grands Charmoz 23/08 E X 0954.720 Y 2110.950 2720 69 × 339 2 0.5 ± 0.1 2 × ?

Aiguilles Marbrées 14/08 P X 0957.385 Y 2104.983 3480 56 × 244 1 0.4 ± 0.09 4 × ?

Tour Ronde 20/08 E X 0955.093 Y 2104.250 3450 43 × 48 1.2 0.4 ± 0.08 ? × ?

Droites 24/06 E X 0960.015 Y 2113.873 3640 49 × 211 ? > 0.3 < 2 × ?

Droites 23/07 P X 0960.885 Y 2114.395 3520 44 × 61 ? 0.3 ± 0.08 ? ? × ?

Aig. de Blaitière 26/06 P X 0954.493 Y 2110.518 2880 72 × 174 ? 0.25 ± 0.1 < 1 × ?

Aig. d’Entrèves 29/06 P X 0955.938 Y 2103.822 3250 55 × 59 0.8 0.25 ± 0.07 2 × ?

Aiguille du Midi 05/08 E X 0952.403 Y 2107.696 3000 65 × 295 ? > 0.2 ? × ?

Aiguille du Goûter 12/06 P X 0949.154 Y 2105.317 3380 40 × 8 0.3 0.2 ± 0.05 3 × ?

Mont Dolent 18/08 P X 0965.270 Y 2113.390 3530 55 × 85 ? > 0.1 ? × ?

Pointe A. Rey 05/08 E X 0954.460 Y 2105.146 3420 49 × 22 ? > 0.1 ? × ?

Moyennes 3248 53 18 3 205 ~ 15 > 3.3 ± 0.9 ~ 4,6 Totaux (22) > 194 > 73 ± 17 1 9 12 2

Tab. 8.2 – Caractéristiques des 22 écroulements recensés en 2008 dans le massif du Mont Blanc (ordre par volume décroissant ; Ravanel et al., 2010a modifié). E : date de l’écroulement ; P : date de la première observation du dépôt corrélatif. Characteristics of the 22 rockfalls of 2008 in the Mont Blanc massif. R: the date of the rock fall, F: the date of the first observation of the rockfall deposit.

b – Etudes de cas Aiguille de Tré-la-Tête

Le 10 ou 11 septembre 2008, vers 7 h 00, l’éperon est de l’Aiguille orientale de Tré-la-Tête (haut Val Veny, versant italien) a été le siège d’un écroulement sur plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur (fig. 8.8). D’un volume probable de l’ordre de 50 × 103 m3, il s’est détaché vers 3470 m d’altitude de l’éperon gneissique (angle de pente : 50-55°), puis a parcouru le raide glacier du Petit Mont-Blanc sur une distance horizontale de 1150 m, avec un déplacement vertical de 770 m (Deline et al., 2008). Le parcours et le dépôt de l’écroulement ont couvert environ 150 000 m2. La niche d’arrachement est un dièdre haut de 150 m, dont les deux plans sont grossièrement orientés N280°W–70°S et N340°W–65°NE, le déclenchement de l’écroulement ayant pris la forme d’un glissement-dièdre. La cicatrice n’a été observée que plusieurs semaines après l’écroulement, ce qui n’a pas permis de vérifier la présence éventuelle de glace ou d’écoulements d’eau.

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179

Fig. 8.8 – L’écroulement de Tré-la-Tête d’octobre 2008. Grande photo : cicatrice sur la face est de l’épaule orientale de Tré-la-Tête et parcours du dépôt. Médaillon bas : la cicatrice-dièdre. Médaillons hauts : face avant (en septembre 2005, ph. P. Deline) et après l’écroulement (en octobre 2008 ; ph. M. Tamponi). The Tré-la-Tête rockfall of October 2008. Large photograph: scar on the East face of the eastern shoulder of Tré-la-Tête and runout path. Down right: the dihedral scar. Up left: comparison of the face before (in September 2005) and after the collapse (in October 2008). Aiguille de Toule

L'Aiguille de Toule, sommet granitique qui culmine à 3531 m sur la crête-frontière, est située à 800 m à l’ouest de la station d’arrivée du téléphérique la Palud-Pointe Helbronner. Son versant NW est presque entièrement englacé, alors que son versant SE est rocheux depuis la disparition de sa couverture glacio-nivale ces trois dernières décennies, malgré sa pente modérée (35 à 50° en moyenne) qui permet son enneigement hivernal. La niche de 2008 est localisée sur le versant SE (fig. 8.9), environ 200 m sous le sommet et 50 m au-dessus du glacier de Toule, dans un secteur où les granites sont extrêmement fracturés (zone de cisaillement). L’écroulement provient d’un amas rocheux délimité par deux fractures parallèles distantes d’environ 25 m (N30°E–50°NW) et découpé par des diaclases subverticales (vraisemblablement orientées N20°W–70°NE). La topographie de la cicatrice d’arrachement suggère un déclenchement de l’écroulement par glissement-plan. Le détachement d’une partie de cet amas a probablement entraîné une quantité importante de blocs rocheux qui avaient été préalablement désolidarisés par la fragmentation du volume rocheux. Le dépôt de l’écroulement a été observé pour la première fois sur le glacier de Toule durant la deuxième semaine de juillet, sans témoin direct. Son extension importante (L = 330 m, l = 20 à 35 m) rend improbable le fait que l’écroulement se soit produit longtemps avant cette observation. Malgré une distance de déplacement vertical de 200 m (front du dépôt vers 3150 m d’altitude), la distance de parcours horizontal n’est que de 350 m. Il n’y a pas eu d’observation de glace dans la cicatrice, mais dans ce secteur à structure extrêmement délitée, les fissures superficielles sont probablement rechargées en glace chaque année (Mortara et al., 2009).


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Chapitre 8

180

Fig. 8.9 – L’écroulement de l’Aiguille de Toule de juillet 2008 (Mortara et al., 2009 modifié). Cercle : niche d’arrachement ; tiretés gris : fractures N30°E–50°NW ; tiretés blancs : diaclases (N20°W–70°NE) ; ligne blanche : limite supérieure de la couverture glacio-nivale au début des années 1980. The Aiguille de Toule rockfall of July 2008. Circle: scar; grey dashed lines: N30°E–50°NW fractures; white dashed lines: N20°W–70°NE joints; white line: upper limit of the ice-snow cover in the early 1980s. Arête des Grands Montets

L’arête granitique des Grands Montets, qui mène à l’Aiguille Verte (4122 m), est réputée pour ses très nombreuses instabilités. Une cordée qui l’a parcouru les 5 et 6 août en a fait l’expérience : en une journée d’escalade, elle a échappé de peu à un écroulement, a directement déclenché un éboulement d’une dizaine de m3 à proximité de la brèche de la pointe Farrar et puis un second de 2 m3 un peu plus haut. La photo 8.1 montre l’un des alpinistes assurant le second de cordée. A cause d’importants grincements – qui ont été interprétés plus tard comme des signes avant-coureurs de la rupture imminente –, les alpinistes sont redescendus au petit col pour reprendre leur ascension à gauche. Après avoir contourné par la gauche le ressaut arrondi sur la photo, les alpinistes sont arrivés à une petite brèche située sous le sommet de l’Aiguille Carrée (3716 m) d’où ils n’ont pu que constater la disparition sur le versant ouest d’un important volume de roche (3.5 × 103 m3, une trentaine de mètres de hauteur) très fracturé voire déstructuré (comm. orale D. Ravanel mars 2009). L’événement a également été observé depuis les Praz. Quelques jours plus tard, une autre cordée a observé de la « neige sale et compacte » (glace ?) dans la cicatrice.

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181

Ph. 8.1 – Le secteur de l’Arête des Grands Montets affecté par l’écroulement d’août 2008 (ph. D. Ravanel). Le tireté jaune délimite le volume rocheux très fracturé écroulé quelques minutes après le passage des alpinistes. The area of the Grands Montets ridge affected by the rockfall of August 2008. The yellow dashed line delineates the much fractured rock volume that collapsed a few minutes after the passage of the climbers.


a – Les données

L’année 2009 a été marquée par un nombre élevé d’écroulements de taille modeste (7 × 103 m3 au maximum) : 72 écroulements ont été recensés entre avril et octobre (tab. 8.3), même si la morphodynamique n’a véritablement débuté qu’en août, en particulier durant la deuxième quinzaine, et s’est poursuivie en septembre. Deux écroulements seulement se sont produits hors permafrost, dont l’écroulement du Mont Rouge de Peuterey du 14 août 2009, quand une dalle de granite de c. 0.4 × 103 m3 s’est détachée (glissement-plan) et pulvérisée en formant un nuage de poussière (fig. 8.10).


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Chapitre 8

182

Roche Permafrost


Altitude du

barycentre de la

cicatrice (m)

Pent

e (°

)

Gra

nite

Gne

iss

Ori

enta

tion

(°)

Surf

ace

du d

épôt

(×

103 m

2 )

Vol

ume

(× 1

03 m3 )

Prof

onde

ur

max

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t (m

)

Impr

obab

le

Poss

ible

Prob

able

Gla

ce o

bser

vée

dans

la c

icat

rice

Aig. des Pélerins 23/07 E X 0954.239 Y 2109.770 3180 75 × 348 ? 7 ± 2 4 × ?

Aig. Grds Montets 17/08 E X 0958.312 Y 2116.079 3120 43 × 332 22 6 ± 1.8 ~ 5-6 × Oui

Rognon du Plan 13/09 P X 0954.266 Y 2108.760 3325 69 × 295 ? 6 ± 1.2 5 × ?

M.B. du Tacul 22/08 E X 0953.945 Y 2105.563 3485 37 × 90 7 5 ± 2 4 à 5 × ?

Evêque 14/06 E X 0958.558 Y 2113.222 3355 52 × 297 ? 2.5 ± 0.8 ~ 2 × Oui

Aiguille de Talèfre 25/08 P X 0962.248 Y 2110.590 3345 57 × 131 10 2 ± 0.5 ? × ?

Dent du Requin 21/08 E X 0955.370 Y 2109.000 3300 73 × 341 ? 1.3 ± 0.4 ? × ?

Aig. de Bionnassay 13/09 P X 0948.241 Y 2102.786 3865 60 × 126 3 1.1 ± 0.5 ? × ?

Evèque / Enf. d.C. 02/09 E X 0958.604 Y 2113.261 3425 51 × 313 ? 1 ± 0.2 ~ 3 × ?

Petites Jorasses 24/08 E X 0961.768 Y 2108.543 3440 54 × 266 ? 1 ± 0.4 ? × ?

Aiguille Mummery 30/08 P X 0962.403 Y 2113.143 3585 62 × 206 2.4 0.8 ± 0.25 ? × ?

Aig. de Saussure 22/08 E X 0951.835 Y 2106.457 3050 38 × 318 1.1 0.8 ± 0.3 ? × ?

La Vierge 28/08 P X 0956.331 Y 2105.359 3185 48 × 10 0.6 0.8 ± 0.3 4 à 5 × ?

Tour Ronde 20/08 E X 0954.732 Y 2104.196 3565 67 × 304 ? 0.8 ± 0.15 ? × Oui

Piton des Italiens 23/08 E X 0949.319 Y 2102.904 3965 50 × 203 ? 0.8 ± 0.3 ~ 4 × ?

Aiguille du Tacul 07/08 E X 0958.885 Y 2109.243 3115 45 × 351 ? 0.7 ± 0.25 ? × ?

Pointe Farrar 17/08 E X 0958.985 Y 2115.249 3275 51 × 57 3 0.7 ± 0.2 ? × ?

Aig. du Midi 09/08 E X 0953.710 Y 2108.580 3160 53 × 335 ? 0.7 ± 0.2 ? × Oui ?

Pointe Kurz 24/08 P X 0963.992 Y 2115.098 3495 52 × 291 2.8 0.6 ± 0.2 ? × ?

Pt. Aig. R. Dolent 05/09 P X 0964.238 Y 2115.384 3545 38 × 302 2 0.6 ± 0.15 ? × ?

Aiguille du Tacul 31/08 E X 0958.423 Y 2109.060 3060 40 × 275 ? 0.6 ± 0.3 ? × ?

Aig. du Diable 28/08 P X 0953.844 Y 2105.338 3645 46 × 69 10 0.6 ± 0.2 ? × ?

Tour d'Entrèves 25/08 E X 0956.044 Y 2103.614 3125 63 × 88 1 0.6 ± 0.25 2 à 3 ?

Aig. Grds Montets 27/07 E X 0958.178 Y 2115.946 3130 46 × 305 0.9 0.5 ± 0.15 ~ 2 × ?

Pointe Kurz 05/09 P X 0964.190 Y 2115.194 3595 62 × 303 1.5 0.5 ± 0.2 ? × ?

Pointe Michelle M. 26/08 E X 0957.698 Y 2113.958 3025 69 × 317 ? 0.5 ± 0.2 ? × ?

Petit Dru 02/09 E X 0957.990 Y 2113.946 3450 56 × 230 ? 0.5 ± 0.12 ? × Oui

Grands Charmoz 01/08 E X 0955.313 Y 2111.130 3040 58 × 39 ? 0.5 ± 0.2 2 à 3 × Oui

Aiguille de Talèfre 25/08 P X 0962.388 Y 2110.580 3320 69 × 136 4 0.5 ± 0.1 ? × ?

Aig. du Peigne 23/08 E X 0953.895 Y 2109.860 2945 54 × 325 ? 0.5 ± 0.15 ? × ?

La Noire 30/08 P X 0957.284 Y 2106.832 3405 67 × 269 3 0.5 ± 0.25 ? × ?

Dent du Géant 28/08 P X 0958.084 Y 2105.556 3340 66 × 134 5 0.5 ± 0.1 ? × ?

Aig. de Rochefort 28/08 P X 0958.898 Y 2106.008 3640 53 × 151 ? 0.5 ± 0.18 ? × ?

Aiguille du Gouter 26/08 E X 0948.704 Y 2105.178 3435 40 × 14 ? 0.5 ± 0.2 ? × ?

Aiguille de Toule 02/09 P X 0956.032 Y 2104.426 3375 50 × 140 1.1 0.5 ± 0.1 ? × ?

Doigt de l'Etala 01/09 P X 0955.075 Y 2111.378 2765 69 × 44 ? 0.4 ± 0.15 ? × ?

Mont Gruetta 13/09 P X 0963.738 Y 2108.633 3100 74 × 75 ? 0.4 ± 0.18 ? × ?

Aig. du Midi 23/08 E X 0953.298 Y 2108.520 3075 53 × 353 ? 0.4 ± 0.1 ? × ?

Gros Rognon 30/08 P X 0954.720 Y 2107.112 3285 60 × 18 0.9 0.4 ± 0.1 ? × ?

Pointe A. Rey 25/09 P X 0954.530 Y 2105.233 3305 55 × 8 0.4 0.4 ± 0.15 ~ 2 × ?

Mt R. de Peuterey 14/08 E X 0954.806 Y 2099.329 2225 59 × 79 ? 0.4 ± 0.18 2 à 3 × Non

Aiguilles Marbrées 27/09 P X 0957.395 Y 2104.948 3445 51 × 252 0.7 0.4 ± 0.15 ? × ?

Aig. du Chardonnet 27/08 P X 0961.498 Y 2118.068 3455 49 × 159 4 0.3 ± 0.1 ? × ?

Pointe Kurz 23/08 E X 0964.079 Y 2115.150 3535 60 × 327 0.6 0.3 ± 0.08 ? × ?

Pointe Eales 19/08 E X 0962.614 Y 2112.818 3495 68 × 188 0.7 0.3 ± 0.1 ? × ?

Pointe Isabelle 19/08 P X 0962.508 Y 2112.366 3335 60 × 300 0.5 0.3 ± 0.07 ? × ?

Tab. 8.3 – (Début / beginning) Caractéristiques des 72 écroulements recensés en 2009 dans le massif du Mont Blanc (ordre par volume décroissant). E : date de l’écroulement ; P : date de la première observation du dépôt corrélatif. Characteristics of the 72 rockfalls of 2009 in the Mont Blanc massif. R: the date of the rock fall, F: the date of the first observation of the rockfall deposit.

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183

Roche Permafrost


Altitude du

barycentre de la

cicatrice (m)

Pent

e (°

)

Gra

nite

Gne

iss

Ori

enta

tion

(°)

Surf

ace

du d

épôt

(×

103 m

2 )

Vol

ume

(× 1

03 m3 )

Prof

onde

ur

max

imal

e de

dé

tach

emen

t (m

)

Impr

obab

le

Poss

ible

Prob

able

Gla

ce o

bser

vée

dans

la c

icat

rice

Aiguille du Plan 22/08 E X 0954.573 Y 2109.437 3575 75 × 85 ? 0.3 ± 0.07 ? × ?

Dent du Géant 23/08 E X 0957.877 Y 2106.107 3500 43 × 297 1 0.3 ± 0.1 ~ 1 × ?

Pte de l'Androsace 20/10 E X 0953.058 Y 2104.328 3820 60 × 204 ? 0.3 ± 0.08 ? × ?

Eperon Brenva 16/09 E X 0953.140 Y 2103.043 3610 38 × 141 ? 0.3 ± 0.15 ? × ?

Punta Innominata 13/09 P X 0952.705 Y 2100.020 3125 62 × 254 ? 0.3 ± 0.15 ? × ?

Col du Chardonnet 27/08 P X 0962.303 Y 2117.805 3490 51 × 284 1.4 0.25 ± 0.11 ? × ?

Aig. du Chardonnet 22/04 E X 0960.615 Y 2117.610 2955 56 × 127 ? 0.2 ± 0.05 ? × Non

Aig. de Blaitière 30/08 E X 0954.612 Y 2110.468 2955 56 × 294 ? 0.2 ± 0.08 4 × ?

Aig. du Plan 23/08 E X 0954.268 Y 2109.294 3140 63 × 289 ? 0.2 ± 0.04 3 × ?

Aiguille du Midi 12/09 E X 0953.180 Y 2107.765 3765 58 × 211 0.15 0.2 ± 0.08 5 × ?

Arête inf. Cosmiques 30/08 P X 0952.965 Y 2107.164 3590 47 × 298 0.4 0.2 ± 0.04 1,5 × Oui

Col sup. de la Noire 25/08 P X 0957.719 Y 2106.443 3490 59 × 207 1 0.2 ± 0.1 ? × ?

Pte Aig. Glaciers 14/09 P X 0947.728 Y 2095.290 3025 51 × 65 0.7 0.2 ± 0.07 ? × ?

Evèque 23/08 E X 0958.567 Y 2113.259 3355 67 × 302 ? 0.2 ± 0.08 ? × Non

Dôme de Rochefort 18/08 E X 0959.655 Y 2106.540 3585 71 × 82 ? 0.2 ± 0.08 ? × ?

Signal Vallot 13/08 P X 0959.915 Y 2114.085 3700 45 × 246 0.3 0.2 ± 0.05 ? × ?

Le Tour Noir 05/09 P X 0964.035 Y 2116.087 3505 47 × 262 0.2 0.2 ± 0.06 ? × ?

Tour Ronde 22/08 E X 0955.071 Y 2104.095 3535 50 × 85 0.5 0.2 ± 0.05 ? × ?

Pte de l'Androsace 17/08 E X 0953.229 Y 2104.433 3805 51 × 61 0.6 0.15 ± 0.05 ? × ?

Aiguilles Marbrées 27/09 P X 0957.380 Y 2105.032 3440 44 × 205 0.5 > 0.1 ? × ?

Les Courtes 21/08 P X 0961.572 Y 2113.408 3395 48 × 181 0.25 > 0.1 ? × ?

Brêche du Domino 05/09 P X 0963.820 Y 2112.990 3555 38 × 16 0.7 0.1 ± 0.025 ? × ?

Grand Flambeau 02/09 P X 0956.289 Y 2104.374 3320 63 × 209 0.5 0.1 ± 0.02 ? × ?

Les Drus 07/08 E X 0957.986 Y 2114.078 3645 66 × 183 ? 0.1 ± 0.03 ? × Oui

M.B. du Tacul 23/07 E X 0952.578 Y 2106.248 3500 50 × 351 0.6 0.1 ± 0.025 ? × Oui

Aiguille du Midi 26/09 E X 0953.085 Y 2107.450 3570 60 × 135 0.025 0.05 0,8 × Oui

Moyennes 3365 55 66 6 202 ~ 2.3 0.8 ± 0.26 ~ 2.9

Totaux (72) > 100 > 57 ± 18 2 8 62 > 10

Tab. 8.3 – (Suite et fin / rest and end).

Fig. 8.10 – L’écroulement du Mont Rouge de Peuterey d’août 2009 (ph. A. Franchino). Pointillés jaunes : cicatrice de l’écroulement ; pointillés blancs : anciennes niches d’arrachement. L’écroulement de 2009 correspond au détachement d’une petite plaque rocheuse au sein d’une ancienne niche d’arrachement. The Mont Rouge de Peuterey rockfall of August 2009. Dotted yellow line: scar of the collapse; dotted white lines: old scarps. The collapse of 2009 corresponds to the detachment of a small slab within a former scarp.


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Chapitre 8

184

b – Etudes de cas Aiguille des Grands Montets

Au cours de l’été 2009, l’Aiguille des Grand Montets (3295 m), sur laquelle est juchée la station supérieure du téléphérique du même nom, a connu deux écroulements. Le plus important, survenu mi-août, a mis en mouvement un important volume de roche (~ 6 × 103 m3) dans la partie basse du versant nord et fut à l’origine d’un long dépôt sur le glacier de Lognan (fig. 8.11). Ce secteur assez peu raide (entre 45 et 55°) est à l’image de l’ensemble de l’Aiguille des Grands Montets : très fracturé voire déstructuré (zone de cisaillement). Cette structure s’explique par la position de cette aiguille granitique à proximité immédiate de la faille de l’Angle qui fait le contact entre les granites plutoniques et l’encaissant gneissique : le secteur affecté (granite mylonitisé) est situé à quelques mètres seulement de la faille. De la glace noire cimentant les blocs a été observée au niveau de la cicatrice immédiatement après l’écroulement par les employés de la remontée mécanique. Les fortes températures du mois d’août l’ont rapidement fait disparaître mais des écoulements d’eau à la base de la cicatrice ont perduré pendant plus de deux semaines. Il est également intéressant de noter que le secteur affecté était, jusqu’à il y a quelques années, couvert par une gangue de glace et de neige aujourd’hui disparue.

Fig. 8.11 – L’écroulement de l’Aiguille des Grands Montets d’août 2009. Tiretés jaunes : niche d’arrachement ; flèches blanches : écoulements d’eau encore présents deux semaines après l’écroulement, au levé du jour ; lignes blanches : limites supérieures de la couverture glacio-nivale au début des années 1980. The Aiguille des Grands Montets rockfall of August 2008. Yellow dashed line: the rockfall scar; white arrows: water flows still present two weeks after the collapse, at sunrise; white lines: upper limits of the ice-snow cover in the early 1980s.

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185

Arête inférieure des Cosmiques

L’arête inférieure des Cosmiques – également appelée arête à Laurence en hommage à la gardienne du refuge des Cosmiques (3613 m) construit sur sa partie septentrionale –, est située entre 600 et 1000 m au SSW de l’Aiguille du Midi, s’étirant ainsi sur un peu plus de 400 m. Ses versants sont très contrastés du point de vue de la dénivelée (350 m en moyenne pour le versant NW et une cinquantaine de mètres seulement pour le versant SE) et de la structure (versant NW déstructuré et versant SE plus massif bien que très fracturé). Le 30 août 2009, le versant SE a été affecté par un petit écroulement (fig. 8.12) dont le volume est estimé à 0.2 × 103 m3. Cet écroulement s’est déclenché a proximité d’une faille orientée NW-SE, et de la glace noire a été observée dans la cicatrice. A l’échelle du versant, plusieurs familles de discontinuités peuvent être observées. La plus importante correspond justement à des failles orientées NW-SE. Elles déterminent la position des principaux couloirs. A proximité immédiate de ces failles, la roche est « concassée » en blocs de petites dimensions (zones de cisaillement). La pente générale du versant (~ 50°) étant relativement faible, elle permet le maintien – au moins une partie de l’année – d’une couverture nivale protectrice, en particulier dans les couloirs qui individualisent des éperons plus raides. A côté de ces failles se développent deux autres familles de discontinuités. Une première famille correspond à une fracturation parallèle aux failles. Cette fracturation est dominante sur la moitié SW du versant. Dans la moitié NE, elle laisse place à une autre famille de discontinuités orientées WSW-ENE qui détermine les micro-orientations du versant. Le volume rocheux y est découpé en plaques parallèles à la pente. C’est le cas notamment de celles sur lesquelles reposent les fondations du refuge. Au centre du versant, les deux familles de discontinuités ont un développement comparable ; le rocher n’est plus dès lors découpé en plaques parallèles au versant, mais en gros blocs, d’autant qu’une quatrième famille de discontinuités, beaucoup plus hétérogène, découpe le volume rocheux plus ou moins sub-horizontalement. Cette confrontation entre la structure du versant et la topographie est importante pour comprendre l’écroulement de 2009, même si dans ce cas il est délicat de déterminer précisément les caractéristiques des fractures qui ont déterminé l’écroulement tant la roche est fracturée au niveau de la cicatrice. Il en fut de même à plusieurs reprises ces dernières années, le versant ayant connu une série d’écroulements depuis 1998. Il est important d’en retracer l’historique car ils révèlent une morphodynamique très active dans un secteur caractérisé par une importante vulnérabilité : le refuge des Cosmiques, doté de 140 places et accueille chaque année 10 000 à 12 000 personnes (comm. orale L. Cantèle, mai 2010). Nous ne disposons pas de témoignages d’instabilités durant les premières années du refuge (fin des travaux de construction en 1991). Le premier écroulement important – non par ses dimensions mais par ses conséquences – s’est produit le 22 août 1998 immédiatement sous le refuge (fig. 8.13). Le volume rocheux (~ 0.6 × 103 m3) alors mis en mouvement à la faveur d’un glissement-plan correspondait principalement à une plaque haute d’une trentaine de mètre, large d’une dizaine et épaisse de deux, sur laquelle reposait la structure métallique soutenant le « cristal » du refuge (partie proéminente aux façades vitrées). A la suite de l’écroulement, cette partie n’était plus soutenue que par la cohésion du refuge assuré par une structure originale métal/bois, obligeant la fermeture du refuge et d’importants travaux. Les premières personnes venues évaluer la gravité des dommages ont pu tailler de véritables marches dans une glace noire caractérisée par une forte teneur en éléments rocheux de petite taille (minéraux dissociés, graviers) au sein même de la cicatrice (comm. orale R. Ducroz, juin 2009). Cette dernière correspond principalement à un plan de fracture N55°E–56°SE. Parmi les guides qui ont participé au chantier, certains affirment que la présence de cette glace était connue lors de la construction du refuge.


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Chapitre 8

186

En 2003, à une centaine de mètres du refuge, une seconde instabilité s’est développée (fig. 8.12), probablement à la manière de la précédente, mais dans un secteur beaucoup plus fracturé (le même qu’en 2009). En 2004, c’est presque en concomitance avec le détachement d’un bloc rocheux d’une dizaine de m3 sur le versant NW que deux nouveaux mouvements de versant se sont produits (fig. 8.12). Le premier a mobilisé un volume rocheux à proximité immédiate de la cicatrice de 2003 tandis que le second a remodelé la marge SW de la niche d’arrachement de 1998. Pour le premier, des observations attestent la présence d’écoulements d’eau dans la cicatrice. En 2006, un nouveau dépôt était observable sur le col du Midi, imputable à un écroulement (fig. 8.12) survenu le 29 juillet (à la fin de fortes chaleurs qui ont caractérisé la première moitié de l’été) au niveau de la crête, au dessus de la cicatrice de 2003. De la glace massive a perduré dans la cicatrice pendant plusieurs jours. De la même manière et dans le même secteur, un écroulement déclenché le 16 juillet 2007 (~ 180 m3 ; tab. 8.1 ; fig. 8.12) a de nouveau remodelé la crête, mettant une nouvelle fois à jour de la glace sombre.

Fig. 8.12 – Les écroulements récents sur le versant SE de l’arête inférieure des Cosmiques. De la glace (flèches rouges) a été observée dans les cicatrices datant 1998, 2003, 2004b, 2006, 2007a et 2009. Sauf pour 2006, il s’agit d’une glace généralement noire (présence de particules fines, de sables et de graviers) parfois épaisse comme en 1998 (~ 20-25 cm). The recent rockfalls on the SE side of the lower Cosmiques ridge. Ice (red arrows) was observed in the scars of 1998, 2003, 2004b, 2006, 2007a and 2009. Except for 2006, it is generally black ice (presence of fine particles, sand and gravel), sometimes thick as in 1998 (~ 20-25 cm).

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187

Fig. 8.13 – L’écroulement des Cosmiques d’août 1998. A : cicatrice et dépôt de l’écroulement (0.6 × 103 m3) ; une partie du refuge avait alors été déstabilisée. B : caractéristiques du secteur affecté sur le modèle 3D à haute résolution du versant SE de l’arête inférieure des Cosmiques acquis en octobre 2009 ; l’épaisseur moyenne de la plaque, qui reposait sur une épaisse couche de glace très chargée en débris rocheux, était de ~ 1.9 m. The Cosmiques rockfall of August 1998. A: scar and deposit of the rockfall (0.6 × 103 m3), a portion of the refuge had been so unsettled. B: characteristics of the affected area on the high-resolution 3D model of the SE side of the lower Cosmiques ridge acquired in October 2009; the average thickness of the slab, which rested on a thick layer of ice full of rock debris, was ~ 1.9 m. 8.2 – 182 écroulements recensés pendant l’été caniculaire 2003

8.2.1 – Les données

Les écroulements de 2003 (tab. 8.4) se distribuent de manière assez homogène sur tout le massif (fig. 8.14), avec un nombre un peu moindre au sud du Mont Blanc (extrémité SW du massif). Le secteur le plus affecté est celui du Mont Blanc du Tacul (4248 m), dans la partie centrale du massif. Deux autres secteurs sont également très affectés : les Aiguilles de Chamonix et l’ensemble Aiguille Verte - Droites - Courtes. Tous les écroulements sauf deux (E146 et E147) ont eu lieu sur des parois dont la modélisation suggère la présence du permafrost.


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Chapitre 8

188

Roche Permafrost

N° Site Coordonnées (Lambert II étendu)

Altitude du barycentre

de la cicatrice

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1 Le Portalet (FW) X 0965.330 Y 2120.975 (S) 3180 ? × ? 3 (d) 1.5 ± 0.6 ? ×

2 Roc des Plines (FSE) X 0964.675 Y 2120.903 (S) 3250 ? × ? 0.6 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

3 Aiguilles Dorées (FN) X 0964.150 Y 2120.235 (S) 3430 ? × ? 1.4 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

4 Aiguilles Dorées (FN) X 0963.960 Y 2120.183 (S) 3480 ? × ? 3 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

5 Aiguilles Dorées (FN) X 0963.841 Y 2120.108 (S) 3460 ? × × ? 3.8 (d) 1 ± 0.4 ? ×

6 Aiguilles Dorées (FS) X 0963.960 Y 2120.183 (S) 3420 ? × ? 2.4 (d) 1.2 ± 0.48 ? ×

7 Aiguilles Dorées (FSW) X 0963.960 Y 2120.183 (S) 3360 ? × ? 1.2 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

8 Petite Fourche (FE) X 0963.960 Y 2120.183 (S) 3350 ? × ? 1.3 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

9 Aiguille du Tour (FS) X 0961.693 Y 2121.125 (F) 3420 46 × 195 3.5 (d) 1 ± 0.4 ? ×

10 Grande Fourche (FSE) X 0962.855 Y 2119.273 (S) 3500 44 × × 80 5.6 (d) 3.5 ± 1.4 ? ×

11 Aiguilles Forbes (FSW) X 0961.904 Y 2118.908 (F) 3380 42 × 297 1 (d) 0.6 ± 0.24 ? ×

12 Aiguille du Chardonnet (FNE) X 0962.010 Y 2118.408 (S) 3480 ? × ? 2.4 (d) 0.6 ± 0.24 ? ×

13 Aiguille du Chardonnet (FSW) X 0960.978 Y 2118.130 (F) 3450 50 × 192 2.2 (d) 0.7 ± 0.28 ? ×

14 Aiguille du Chardonnet (FSW) X 0961.268 Y 2118.028 (F) 3470 37 × × 201 3.7 (d) 2.2 ± 0.88 ? ×

15 Aiguille du Chardonnet (FS) X 0961.668 Y 2118.124 (F) 3440 38 × × 129 6 (d) 2 ± 0.8 ? ×

16 Aiguille d’Argentière (FNW) X 0962.348 Y 2117.764 (F) 3560 49 × 293 4 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

17 Aiguilles d’Argentière (FNE) X 0963.183 Y 2117.323 (S) 3650 ? × ? 18 (d) 5.5 ± 2.2 ? ×

18 Col du Tour Noir (FN) X 0963.963 Y 2117.138 (S) 3450 ? × × ? 11 (d) 3.5 ± 1.4 ? ×

19 Grande Lui (FNW) X 0964.735 Y 2117.098 (S) 3420 ? × ? 5 (d) 1 ± 0.4 ? ×

20 Grande Lui (FE) X 0965.043 Y 2117.430 (S) 3470 ? × × ? 3.1 (d) 2 ± 0.8 ? ×

21 Petit Darrey (FW) X 0965.610 Y 2117.653 (S) 3460 ? × ? 2.4 (d) 0.9 ± 0.36 ? ×

22 Petit Darrey (FE) X 0965.745 Y 2117.673 (S) 3490 ? × ? 1.1 (d) 0.9 ± 0.36 ? ×

23 Aiguille d’Argentière (FSW) X 0962.605 Y 2117.415 (F) 3800 54 × 189 5.1 (d) 1.5 ± 0.6 ? ×

24 Aiguille d’Argentière (FS) X 0962.933 Y 2117.170 (F) 3720 47 × 143 4.9 (d) 1.2 ± 0.48 ? ×

25 Aiguille d’Argentière (FS) X 0963.340 Y 2117.120 (F) 3580 57 × 168 6.4 (d) 4.5 ± 1.8 ? ×

26 Aiguille de l’A Neuve (FW) X 0964.108 Y 2116.778 (S) 3610 55 × 316 11.5 (d) 3.5 ± 1.4 ? ×

27 Aiguille de l’A Neuve (FE) X 0964.342 Y 2116.746 (S) 3490 ? × × ? 8.5 (d) 3.8 ± 1.5 ? ×

28 Le Tour Noir (FNW) X 0964.206 Y 2116.416 (S) 3680 49 × 311 3.8 (d) 1 ± 0.4 ? ×

29 Le Tour Noir (FE) X 0964.692 Y 2116.414 (S) 3260 ? × ? 2 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

30 Pointe Kurz (FNW) X 0964.128 Y 2115.175 (F) 3530 55 × 317 10 (d+t) 8.5 ± 1.7 6 ± 1,5 ×

31 Pointe Kurz (FS) X 0964.085 Y 2115.008 (F) 3520 44 × 184 5.1 (d) 1.5 ± 0.6 ? ×

32 Aig. Rouges du Dolent (FSW) X 0964.175 Y 2114.800 (F) 3420 51 × 226 6 (d) 1.2 ± 0.48 ? ×

33 Petite Aiguille Verte (FNE) X 0958.694 Y 2115.468 (F) 3240 49 × 51 4.8 (d) 2.8 ± 1.1 ? ×

34 Pointe de Gigord (FNE) X 0958.768 Y 2115.406 (F) 3260 55 × 33 5 (d) 2 ± 0.8 ? ×

35 Pointe Farrar (FNE) X 0958.998 Y 2115.258 (F) 3230 47 × 52 13.1 (d) 2.5 ± 1 ? ×

36 Aiguille Verte (FNE) X 0959.458 Y 2115.039 (F) 3200 63 × 41 4.6 (d) 0.9 ± 0.36 ? ×

37 Les Droites (FN) X 0960.698 Y 2114.476 (F) 3250 66 × 317 9.3 (d) 2 ± 0.8 ? ×

38 Les Courtes (FN) X 0961.786 Y 2114.254 (F) 3160 59 × 355 4.4 (d) 1 ± 0.4 ? ×

39 Les Courtes (FN) X 0961.962 Y 2114.178 (F) 3240 57 × 11 19 (d + t) 13.5 ± 2 9 ± 2 ×

40 Les Courtes (FNE) X 0962.200 Y 2113.934 (F) 3300 46 × 27 3.9 (d) 0.6 ± 0.24 ? ×

41 Les Courtes (FNE) X 0962.310 Y 2113.720 (F) 3260 53 × 46 5.8 (d) 2.3 ± 0.92 ? ×

42 Les Coutes (FE) X 0962.580 Y 2113.448 (F) 3240 40 × 74 3.8 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

43 Col des Courtes (FE) X 0962.875 Y 2112.985 (F) 3340 60 × 355 3.2 (d) 0.7 ± 0.28 ? ×

44 Pointe sup. de Pré de Bar (FN) X 0964.468 Y 2113.429 (F) 3250 58 × 342 2.4 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

45 Les Drus (FS) X 0958.015 Y 2113.993 (F) 3540 57 × 226 4.6 (d+t) 2.1 ± 0.42 4 ± 1 ×

46 Pic sans Nom (FS) X 0958.410 Y 2114.238 (F) 3660 50 × × 214 2.5 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

47 Aiguille sans Nom (FS) X 0958.610 Y 2114.143 (F) 3680 68 × × 208 6 (d) 1.2 ± 0.48 ? ×

48 Aiguille Verte (FSW) X 0958.968 Y 2114.180 (F) 3860 56 × 225 4.4 (d) 1.6 ± 0.64 ? ×

49 Le Cardinal (FSW) X 0958.778 Y 2113.605 (F) 3550 50 × 206 3.9 (d) 1 ± 0.4 ? ×

50 Aiguille du Moine (FW) X 0958.520 Y 2112.530 (F) 3180 60 × × 303 11 (d+t) 3.2 ± 0.64 5 ± 2 ×

51 Le Cardinal (FE) X 0958.884 Y 2113.600 (F) 3470 55 × 134 2 (d+t) 0.8 ± 0.16 3 ± 1 ×

Tab. 8.4 – (Debut / Beginning) Paramètres des 182 écroulements documentés pour 2003 dans le massif du Mont Blanc. (d) : volume estimé à partir du dépôt ; (t) : volume estimé à partir de mesures de terrain ; (o) : volume estimé à partir de l’observation directe de l’écroulement. Parameters of the 182 documented rockfalls of 2003 in the Mont Blanc massif. (d) Volume estimated from the deposit; (t): volume estimated from field measurements, (o) volume estimated from direct observations of the rockfalls.

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189

Roche Permafrost



de la cicatrice

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52 Aiguille Verte (FS) X 0959.280 Y 2114.228 (F) 3860 50 × 171 20 (d) 13 ± 5 ? ×

53 Grande Rocheuse (FS) X 0959.510 Y 2114.213 (F) 3815 58 × 228 9.1 (d) 3 ± 1.2 ? ×

54 Col de l’Aiguille Verte (FSW) X 0959.912 Y 2114.164 (F) 3770 47 × 208 3.2 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

55 Les Droites (FSW) X 0959.988 Y 2113.908 (F) 3660 52 × 191 3.1 (d+t) 0.4 ± 0.08 4 ± 1 ×

56 Les Droites (FS) X 0960.433 Y 2114.010 (F) 3840 56 × × 177 14 (d+t) 5 ± 1 8 ± 2 ×

57 Les Droites (FSW) X 0960.616 Y 2113.678 (F) 3570 58 × 177 1.2 (d+t) 0.3 ± 0.06 3 ± 1 ×

58 Les Courtes (FSW) X 0961.280 Y 2113.715 (F) 3560 49 × 206 3.5 (d) 1.2 ± 0.48 ? ×

59 Les Courtes (FSW) X 0961.705 Y 2113.665 (F) 3770 46 × × 228 4.6 (d+t) 2.1 ± 0.42 3 ± 1 ×



62 Mont Dolent (FSW) X 0965.063 Y 2113.328 (I) 3790 ? × ? 1.3 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

63 Mont Dolent (FW) X 0965.408 Y 2113.140 (I) 3420 ? × ? 2.4 (d+t) 1.2 ± 0.24 4 ± 2 ×

64 Mont Dolent (FE) X 0965.190 Y 2112.878 (I) 3530 63 × 239 0.4 (d) 0.1 ± 0.4 ? ×

65 Mont Grépillon (FNE) X 0966.053 Y 2112.628 (I) 3310 ? × ? 4.4 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

66 Pointe de Pré de Bar (FS) X 0964.270 Y 2113.140 (I) 3520 56 × 152 7 (d+t) 2.8 ± 0.55 1 ± 0,5 ×

67 Pointe du Domino (FS) X 0964.075 Y 2113.103 (I) 3490 68 × 144 55 (d+t) 45 ± 8 6 ± 2 ×

68 Aiguille de Triolet (FE) X 0963.893 Y 2112.493 (I) 3270 59 × × 64 1.6 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

69 Aiguille de Triolet (FS) X 0963.370 Y 2112.558 (I) 3750 53 × × 207 6 (d) 0.6 ± 0.24 ? ×

70 Pointe Isabelle (FSE) X 0963.125 Y 2112.378 (I) 3590 52 × × 107 1.9 (d) 0.4 ± 0.16 ? ×

71 Monts Rouges de Triolet (FS) X 0963.763 Y 2112.258 (I) 3520 51 × × 182 0.8 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

72 Monts Rouges de Triolet (FE) X 0964.183 Y 2112.048 (I) 3320 65 × 51 0.7 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

73 Monts Rouges de Triolet (FE) X 0964.523 Y 2111.665 (I) 3290 67 × 71 0.5 (d+t) 0.15 ± 0.03 1 ± 0,5 ×

74 Col du Piolet (FSE) X 0962.900 Y 2111.980 (I) 3550 49 × × 150 0.6 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

75 Col Savoie (FNW) X 0962.415 Y 2111.393 (F) 3430 54 × 289 0.7 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

76 Aiguille de Talèfre (FNW) X 0962.043 Y 2111.123 (F) 3350 64 × 304 1.5 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

77 Aiguille de Talèfre (FNE) X 0962.323 Y 2110.903 (I) 3420 54 × 53 2.6 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

78 Petite Aiguille de Talèfre (FN) X 0961.740 Y 2110.858 (F) 3340 60 × 357 2.1 (d) 0.7 ± 0.28 ? ×

79 Aiguille de P. Joseph (FNE) X 0961.420 Y 2110.950 (F) 3220 54 × 11 0.8 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

80 Aiguille de P. Joseph (FN) X 0961.058 Y 2110.888 (F) 3240 50 × 331 2.3 (d) 0.9 ± 0.36 ? ×

81 Aiguille de Talèfre (FSW) X 0961.803 Y 2110.595 (F) 3550 38 × ? 224 2.7 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

82 Aiguille de Talèfre (FSE) X 0962.032 Y 2110.428 (I) 3420 68 × ? 118 14 (d+t) 9 ± 1.8 4 ± 1 ×

83 Aiguille de l’Eboulements (FS) X 0961.755 Y 2109.730 (F) 3340 53 × ? 161 7.5 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

84 Aiguille de Leschaux (FNE) X 0962.503 Y 2109.590 (I) 3080 46 × ? 50 7 (d) 0.9 ± 0.36 ? ×

85 Mont Gruetta (FN) X 0963.288 Y 2109.308 (I) 3120 57 × ? 0 2.2 (d+t) 0.8 ± 0.16 3 ± 1 ×

86 Grd Gend. Env. Plan (FNE) X 0955.300 Y 2109.130 (F) 2970 66 × ? 122 9.8 (d) 2 ± 0.8 ? ×

87 Rognon du Plan (FE) X 0954.478 Y 2108.950 (F) 3480 59 × ? 37 1.8 (d+t) 0.7 ± 0.14 2 ± 1 ×

88 Aiguille du Tacul (FW) X 0958.440 Y 2109.016 (F) 3080 46 × ? 264 7.5 (d) 1.8 ± 0.72 ? ×

89 Aiguille du Tacul (FNE) X 0958.964 Y 2108.800 (F) 3180 48 × ? 9 3.2 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

90 Les Périades (FW) X 0958.712 Y 2108.024 (F) 3320 46 × ? 180 8.7 (d) 2.6 ± 1 ? ×

91 Les Périades (FW) X 0958.716 Y 2107.584 (F) 3350 53 × ? 248 2.9 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

92 Les Périades (FNW) X 0958.656 Y 2107.232 (F) 3310 61 × ? 321 2.8 (d) 0.4 ± 0.16 ? ×

93 Mont Mallet (FW) X 0958.620 Y 2106.928 (F) 3510 47 × ? 285 1.9 (d+t) 1 ± 0.2 4 ± 1 ×

94 Dent du Géant (FN) X 0958.199 Y 2106.580 (F) 3410 68 × ? 48 1.5 (d+t) 0.9 ± 0.18 3 ± 1 ×

95 Pointe Yeld (FN) X 0957.500 Y 2106.748 (F) 3370 60 × ? 345 3 (d) 1.2 ± 0.48 ? ×

96 Col sup. de la Noire (FSW) X 0957.732 Y 2106.448 (F) 3570 60 × ? 219 1.3 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

97 Dent du Géant (FW) X 0957.992 Y 2106.120 (F) 3710 68 × ? 267 6.1 (d+t) 0.9 ± 0.18 4 ± 2 ×

98 Dent du Géant (FSW) X 0958.108 Y 2106.044 (F) 3800 50 × ? 222 0.6 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

99 Dent du Géant (FS) X 0958.536 Y 2105.864 (I) 3540 48 × ? 196 4.9 (d) 1.5 ± 0.6 ? ×

100 Mont Rochefort (FNE) X 0959.340 Y 2105.502 (I) 3390 70 × ? 26 0.9 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

101 Dôme de Rochefort (FS) X 0959.260 Y 2106.432 (I) 3750 66 × ? 137 1.4 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

102 Calotte de Rochefort (FSE) X 0959.644 Y 2106.772 (I) 3770 60 × ? 118 1.2 (d) 0.16 ± 0.06 ? ×

103 Col des Grandes Jorasses (FS) X 0959.860 Y 2106.880 (I) 3690 75 × ? 105 0.7 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

104 Grandes Jorasses (FN) X 0960.243 Y 2107.335 (F) 3620 59 × ? 318 12 (d) 3 ± 1.2 ? ×

105 Grandes Jorasses (FN) X 0961.408 Y 2107.676 (F) 3340 52 × ? 352 6 (d+t) 2.4 ± 0.96 4 ± 2 ×

106 Grandes Jorasses (FE) X 0961.472 Y 2107.104 (I) 3460 65 × ? 56 4.5 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

107 Grandes Jorasses (FS) X 0961.336 Y 2106.632 (I) 3370 64 × ? 118 3.9 (d) 0.6 ± 0.24 ? ×

Tab. 8.4 – (Suite 1 / rest 1)


________________________________________________________________________

Chapitre 8

190

Roche Permafrost



de la cicatrice

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Poss

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Prob

able

108 Aiguille du Midi (FSE) X 0953.180 Y 2107.763 (F) 3700 56 × ? 204 1.2 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

109 Aiguille du Midi (FSE) X 0953.138 Y 2107.703 (F) 3670 61 × ? 138 1.5 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

110 Pointe Lachenal (FE) X 0953.972 Y 2106.398 (F) 3410 61 × ? 140 1.1 (d+t) 0.2 ± 0.04 2 ± 1 ×

111 Pointe Lachenal (FSE) X 0953.644 Y 2106.254 (F) 3550 59 × ? 143 1.3 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

112 Mont Blanc du Tacul (FE) X 0953.662 Y 2106.048 (F) 3490 51 × ? 85 2.5 (d) 0.7 ± 0.28 ? ×

113 Mont Blanc du Tacul (FE) X 0953.552 Y 2105.802 (F) 3660 48 × ? 110 8.8 (d) 2.5 ± 1 ? ×

114 Mont Blanc du Tacul (FE) X 0953.754 Y 2105.706 (F) 3500 64 × ? 34 9 (d) 3 ± 1.2 ? ×

115 Mont Blanc du Tacul (FE) X 0953.748 Y 2105.354 (F) 3800 66 × ? 109 12 (d) 1.8 ± 0.72 ? ×

116 Aiguilles du Diable (FNE) X 0953.940 Y 2105.102 (F) 3750 48 × ? 74 1.4 (d+t) 0.15 ± 0.03 1 ± 0,5 ×

117 Aiguilles du Diable (FS) X 0954.028 Y 2104.888 (F) 3740 57 × ? 136 1.8 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

118 Aiguilles du Diable (FS) X 0953.886 Y 2104.894 (F) 3840 51 × ? 214 2 (d) 0.6 ± 0.24 ? ×

119 Aiguilles du Diable (FSW) X 0953.708 Y 2105.020 (F) 3880 52 × ? 181 2.1 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

120 Aiguilles du Diable (FSW) X 0953.486 Y 2105.116 (F) 4020 55 × ? 180 45 (d+t) 10 ± 2 8 ± 2 ×

121 Col Maudit (FSE) X 0953.034 Y 2104.730 (F) 3820 53 × ? 84 3.8 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

122 Pointe Durier (FW) X 0951.752 Y 2105.022 (F) 3630 58 × ? 301 5 (d) 1.7 ± 0.7 ? ×

123 Tour Ronde (FS) X 0954.992 Y 2120.183 (I) 3520 ? × ? ? 1.7 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

124 Tour Ronde (FE) X 0955.068 Y 2104.192 (F) 3500 65 × ? 81 2.3 (d) 0.8 ± 0.16 3 ± 1 ×

125 Tour Ronde (FW) X 0954.762 Y 2104.134 (F) 3660 55 × ? 306 3.2 (d) 1 ± 0.2 2 ± 1 ×

126 Col de la Tour Ronde (FN) X 0954.350 Y 2103.902 (F) 3590 62 × ? 2 1.3 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

127 Arête de la Brenva (FSW) X 0953.778 Y 2103.850 (I) 3670 46 × ? 176 0.7 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

128 Pointe de l’Androsace (FNE) X 0953.320 Y 2104.366 (F) 3670 52 × ? 98 4.1 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

129 Pointe de l’Androsace (FS) X 0953.092 Y 2104.364 (I) 3950 63 × ? 194 7 (d) 2.8 ± 1.1 ? ×

130 Mont Maudit (FE) X 0952.588 Y 2104.048 (I) 3982 64 × ? 184 12 (d) 3 ± 1.2 ? ×

131 Mont Maudit (FE) X 0952.686 Y 2103.674 (I) 3840 56 × ? 127 1.8 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

132 Eperon de la Brenva (FN) X 0953.154 Y 2103.174 (I) 3620 68 × ? 16 1.3 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

133 Eperon de la Brenva (FSE) X 0953.024 Y 2103.018 (I) 3580 55 × ? 136 9 (d) 3.6 ± 1.4 ? ×

134 Mont-Blanc de Courm. (FS) X 0952.102 Y 2101.458 (I) 4160 50 × ? 86 0.7 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

135 Pointe L. Amédée (FSE) X 0951.999 Y 2101.349 (I) 4130 55 × ? 133 2 (d) 0.4 ± 0.16 ? ×

136 Mont Brouillard (FW) X 0951.536 Y 2100.900 (I) 3670 47 × ? 297 1 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

137 Pointe Baretti (FE) X 0951.912 Y 2100.056 (I) 3370 71 × ? 164 0.8 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

138 Piton des Italiens (FSE) X 0949.440 Y 2102.676 (I) 3840 58 × ? 125 6 (d) 0.9 ± 0.36 ? ×

139 Eperon du Dôme (FSW) X 0950.108 Y 2102.568 (I) 3710 37 × ? 184 8 (d) 2.8 ± 1.1 ? ×

140 Pointe Pfann (FSE) X 0950.424 Y 2102.340 (I) 3920 38 × ? 128 1.2 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

141 Tour des Aig. Grises (FW) X 0948.718 Y 2102.220 (I) 3810 54 × ? 263 3.5 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

142 Tour des Aig. Grises (FSE) X 0949.096 Y 2102.156 (I) 3550 64 × ? 126 4 (d) 0.4 ± 0.16 ? ×

143 Rocher du Mt Blanc (FNW) X 0950.110 Y 2101.976 (I) 3790 48 × ? 275 6 (d) 2.4 ± 1 ? ×

144 Rocher du Mt Blanc (FSW) X 0950.260 Y 2101.852 (S) 3660 56 × ? 179 3 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

145 Dômes de Miage (FE) X 0947.608 Y 2100.818 (I) 3080 68 × ? 104 3 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

146 Tête Carrée (FE) X 0948.293 Y 2099.960 (I) 2980 56 × ? 114 0.3 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

147 Tête Carrée (FE) X 0948.391 Y 2099.770 (I) 2990 48 × ? 72 0.8 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

148 Dômes de Miage (FSE) X 0946.090 Y 2099.834 (F) 3590 ? × ? ? 0.9 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

149 Tête Carrée (FW) X 0947.422 Y 2199.543 (F) 3420 ? × ? ? 3.2 (d) 1.2 ± 0.5 ? ×

150 Aig. de Tré la Tête (FNE) X 0948.233 Y 2098.751 (F) 3230 40 × ? 38 2 (d) 0.3 ± 0.12 ? ×

151 Tête Blanche (FSW) X 0947.453 Y 2098.438 (F) 3670 ? × ? ? 0.4 (d) 0.1± 0.04 ? ×

152 Aig. de Tré la Tête (FSE) X 0948.438 Y 2098.090 (I) 3690 64 × ? 105 2.2 (d) 0.25 ± 0.1 ? ×

153 Aig. de la Lée Blanche (FW) X 0947.727 Y 2097.044 (F) 3300 56 × ? 197 0.5 (d) 0.1 ± 0.04 ? ×

154 Aiguille des Glaciers (FE) X 0947.234 Y 2096.644 (I) 3460 56 × ? 124 3.3 (d) 0.7 ± 0.28 ? ×

155 Aiguille des Glaciers (FE) X 0947.364 Y 2096.390 (I) 3430 64 × ? 59 0.8 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

156 Dômes de Miage (FNW) X 0947.096 Y 2101.388 (F) 2950 39 × ? 280 8.7 (d) 3.5 ± 1.4 ? ×

157 Aiguille de Bionnassay (FSW) X 0947.610 Y 2102.336 (F) 3400 47 × ? 263 5.3 (d) 0.7 ± 0.28 ? ×

158 Aiguille de Bionnassay (FSW) X 0947.740 Y 2102.336 (F) 3660 43 × ? 269 3.4 (d) 0.8 ± 0.32 ? ×

159 Aiguille de Bionnassay (FN) X 0947.882 Y 2103.488 (F) 3110 54 × ? 3 1.8 (d) 0.2 ± 0.08 ? ×

160 Aiguille du Goûter (FSW) X 0948.672 Y 2104.121 (F) 3450 50 × ? 239 4.4 (d) 1.5 ± .06 ? ×

161 Aiguille du Goûter (FW) X 0948.321 Y 2104.436 (F) 3300 58 × ? 263 3.7 (d) 1 ± 0.4 ? ×


________________________________________________________________________


191

Roche Permafrost



de la cicatrice

(m)

Pent

e (°

)

Gra

nite

Gne

iss

Prox

imité

faill

e im

port

ante

Ori

enta

tion

mic

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po (°

) Su

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e du

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pôt

(× 1

03 m2 )

Vol

ume

(×

103 m

3 )

Prof

onde

ur

max

. de

la c

icat

rice

(m

)

Impr

obab

le

Poss

ible

Prob

able

162 Aiguille du Goûter (FW) X 0948.300 Y 2104.529 (F) 3290 53 × ? 261 0.9 (d) 0.15 ± 0.06 ? ×

163 Aiguille du Goûter (FNW) X 0948.543 Y 2105.220 (F) 3280 52 × ? 311 2.1 (d) 0.7 ± 0.28 ? ×

164 Aiguille du Midi (FW) X 0952.672 Y 2107.150 (F) 3290 45 × ? 273 2.2 (d) 0.4 ± 0.16 ? ×

165 Aiguille du Midi (FW) X 0952.278 Y 2107.344 (F) 2980 52 × ? 247 1.9 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

166 Aiguille du Midi (FN) X 0952.975 Y 2108.272 (F) 3345 69 × ? 343 ? (t) 2.5 ± 0.5 2 ± 1 ×

167 Aiguille du Midi (FN) X 0952.988 Y 2108.276 (F) 3340 73 × ? 344 ? (t) 3 ± 0.6 2 ± 1 ×

168 Aiguille du Midi (FN) X 0953.500 Y 2108.593 (F) 3000 51 × ? 8 ? (t) 3.5 ± 0.8 2 ± 1 ×

169 Aiguille du Midi (FN) X 0953.497 Y 2108.558 (F) 3050 67 × ? 15 ? (t) 1 ± 0.2 2 ± 1 ×

170 Aiguille du Midi (FN) X 0953.502 Y 2108.512 (F) 3130 58 × ? 184 ? (t) 13 ± 3.2 5 ± 2,5 ×

171 Aiguille du Midi (FN) X 0953.859 Y 2108.679 (F) 3170 52 × ? 322 ? (t) 2 ± 0.4 3 ± 1,5 ×

172 Aiguille du Plan (FW) X 0954.187 Y 2109.198 (F) 3055 68 × ? 298 ? (t) 30 ± 4.5 5 ± 2 ×

173 Aiguille du Peigne (NW) X 0953.804 Y 2110.050 (F) 2645 75 × ? 325 ? (t) 0.9 ± 0.1 3 ± 1 ×

174 Aiguille du Peigne (N) X 0954.026 Y 2109.825 (F) 3045 66 × ? 27 ? (t) 0.9 ± 0.2 3 ± 1,5 ×

175 Aiguille du Fou (FW) X 0954.834 Y 2109.991 (F) 3285 66 × ? 282 ? (t) 1.5 ± 0.2 3 ± 1 ×

176 Aiguille du Fou (FW) X 0954.886 Y 2109.981 (F) 3440 78 × ? 288 ? (t) 15 ± 3.7 15 ± 4,5 ×

177 Aiguille de Blaitière (FSW) X 0954.708 Y 2110.381 (F) 3265 63 × ? 273 ? (t) 0.6 ± 0.1 4 ± 2 ×

178 Aig. des Grds Charmoz (FN) X 0955.328 Y 2111.193 (F) 3000 45 × 47 ? (o) 0.8 ± 0.4 ? ×

179 Aig. des Grds Charmoz (FN) X 0955.513 Y 2111.063 (F) 2980 55 × 8 ? (o) 0.4 ± 0.2 ? ×

180 Petit Dru (FW) X 0957.788 Y 2114.065 (F) 3410 72 × 278 ? (t) 6.5 ± 0.5 6 ± 1 ×

181 Aiguille Verte (FN) X 0958.712 Y 2114.654 (F) 3420 56 × 320 2.5 (d) 0.9 ± 0.36 ? ×

182 Petite Aiguille Verte (FSW) X 0958.604 Y 2115.266 (F) 3460 60 × 222 5.2 (d) 0.5 ± 0.2 ? ×

Moyennes 3470 56 176 0 1.9 ± 0.5

Totaux 156 26 > 17 > 785 350 ± 100 ? 2 26 154

Tab. 8.4 – (Suite 3 et fin / rest 3 and end) Paramètres des 182 écroulements documentés pour 2003 dans le massif du Mont Blanc. (d) : volume estimé à partir du dépôt ; (t) : volume estimé à partir de mesures de terrain ; (o) : volume estimé à partir de l’observation directe de l’écroulement. Parameters of the 182 documented rockfalls of 2003 in the Mont Blanc massif. (d) Volume estimated from the deposit; (t): volume estimated from field measurements, (o) volume estimated from direct observations of the rockfalls.

8.2.2 – Etudes de cas

a – Pointe du Domino

La pointe du Domino (3648 m), sommet franco-italien, est située sur la crête qui sépare le bassin d’Argentière du bassin de Pré de Bard. Ses versants nord et sud sont raides et intégralement rocheux. La face sud, haute de près de 350 m, a été le siège du plus important écroulement relevé en 2003 : environ 45 × 103 m3 de granite se sont ainsi déposés sur 55 × 103 m2 sur le glacier de Pré de Bard sur une longueur d’environ 500 m (E67 ; fig. 8.15). La cicatrice, visible sur l’image satellite SPOT-5, est en moyenne haute de 150 m et large de 65 m et semble correspondre essentiellement à un grand plan de fracture (détachement en glissement-plan) N50°E–70°SW. La profondeur maximale de détachement est probablement d’environ 6-7 m.


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Chapitre 8

192

Fig. 8.14 – Position des 182 écroulements de 2003 sur un secteur de l’image satellite SPOT-5 panchromatique 051/257 du 23 août 2003 (10 h 50 TU). Position of the 182 rockfalls of 2003 on a sector of the panchromatic SPOT-5 satellite image 051/257 of the 23 August 2003 (10:50 GMT).

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Fig. 8.15 – L’écroulement de 2003 de la face sud de la Pointe du Domino. A : détail de l’image SPOT-5 montrant le long dépôt de l’écroulement ; B : la cicatrice de l’écroulement. The 2003 rockfall of the south face of the Pointe du Domino. A: detail of the SPOT-5 image showing the rockfall deposit; B: the scar of the collapse.

b – Aiguille du Diable

Communément appelée Aiguilles du Diable, la moitié supérieure de l’arête SE du Mont Blanc du Tacul (4248 m) correspond à une succession d’aiguilles granitiques dont la principale, l’Aiguille du Diable (4114 m) est également connues sous le toponyme d’Isolée. En 2003, cette aiguille a été affectée par l’un des principaux écroulements relevés dans le massif du Mont Blanc (E120 ; fig. 8.16). La cicatrice s’étend sur la moitié ouest du pilier SW, à l’origine probablement découpé par une fracture subverticale orientée N40°E. Une seconde fracture subverticale, d’orientation N320°W a guidé l’écroulement sous la forme d’un glissement-dièdre. Le volume déstabilisé, haut de 70 m environ et correspondant à 10 × 103 m3 de roche, s’est déposé dans la Combe Maudite selon un cheminement tortueux, engendrant un dépôt plurilobé. Un dépôt du même type avait été mis en place en 1995 à l’occasion d’un écroulement déclenché 350 m plus à l’ouest sur le même versant SW de l’arête SE du Mont Blanc du Tacul (ph. 8.2).

Fig. 8.16 – L’écroulement de 2003 de l’Aiguille du Diable (E120). A : détail de l’image SPOT-5 montrant le dépôt d’écroulement plurilobé ; B : position de la cicatrice sur le pilier SW de l’Aiguille du Diable (ph. Skyandsummit) ; C : cicatrice de l’écroulement. The 2003 rockfall of the Aiguille du Diable (E120). A: detail of the SPOT-5 image showing the multi-lobed rockfall deposit; B: position of the scar on the SW pillar of the Aiguille du Diable; C: scar of the collapse.


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Chapitre 8

194

Ph. 8.2 – Dépôt plurilobé d’un écroulement survenu en 1995 sur le versant SW de l’arête SE du Mont Blanc du Tacul (ph. Bocherel). Multi-lobed deposit of a rockfall occurred in 1995 on the SW side of the SE ridge of the Mont Blanc du Tacul.

c – Pointe de l’Androsace

Sur la figure 8.16.A, au Sud de l’écroulement de l’Aiguille du Diable, un dépôt (E129) large de plus de 200 m, est très nettement identifiable au pied de la face sud granitique de la pointe SE de l’Androsace (3962 m). Le caractère diffus de ce dépôt ainsi que son importante largeur comparée à sa longueur montre qu’il est le résultat de plusieurs éboulements et écroulements, et non d’un seul écroulement. Le volume total du dépôt avoisine les 3 × 103 m3. Il est donc logiquement que la face sud de l’Androsace soit caractérisée par une très grande surface gris-clair caractéristique de l’occurrence de différents détachements rocheux. Mais l’activité gravitaire de 2003 à l’origine du dépôt relevé n’explique pas l’ensemble de la cicatrice. Un écroulement important, antérieur à 2003, à l’origine d’un long dépôt sur le glacier de la Brenva (ph. 8.3), explique sans doute une large part de la cicatrice. Cette évolution, comme la structure du versant, rappelle celle de la proche (1.3 km plus au sud) face sud de l’Eperon de la Brenva (3567 m) affectée par un grand écroulement en 1997 (§ 3.3.2) et qui, depuis, connait de beaucoup plus petites mais nombreuses instabilités. De la même manière, la face sud de la Pointe de l’Androsace connaît des écroulements réguliers comme en 2009.

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195

Ph. 8.3 – Cicatrice et dépôt d’un écroulement non daté précisément mais antérieur à 2003 dans la face sud de la Pointe de l’Androsace (ph. F. Damilano). Scar and deposit of an undated but prior to 2003 rockfall in the south face of the Pointe de l'Androsace. Conclusion du Chapitre 8

Ce chapitre a présenté les résultats de trois années de recensement des écroulements dans le massif du Mont Blanc via le réseau d’observateurs ainsi que l’inventaire des écroulements de 2003 réalisé à partir d’une image satellite SPOT-5. Ce sont ainsi 321 écroulements qui ont été documentés, d’un volume de 0.1 à 50 × 103 m3 – les deux plus importants étant ceux de Tré-la-Tête en 2008 (50 × 103 m3) et de la Pointe du Domino en 2003 (45 × 103 m3). La morphodynamique a été majeure en 2003 (182 écroulements sur l’ensemble du massif), suivie par celle de 2009, 2007 et 2008, avec respectivement 72, 45 et 22 écroulements recensés dans le secteur central du massif. Seuls 8 des 321 écroulements se sont probablement détachés de parois situées en dehors du permafrost possible ou probable modélisé, tandis que de la glace a été observée dans plus de 22 cicatrices d’écroulement. Ce rôle du permafrost sera discuté dans la Partie 4, en fonction en particulier du contexte topographique de déclenchement (altitude, orientation, type de géométrie affectée), tandis que la comparaison de l’occurrence de ces écroulements avec les données climatiques complètera l’analyse des données des Drus et des Aiguilles de Chamonix quant à la relation écroulements - climat. Les résultats de cinq années de levés topographiques à haute résolution dans le massif du Mont Blanc, exposés dans le Chapitre 9, permettent de préciser les contextes topographiques et d’englacement dans lesquels se produisent les écroulements, ainsi que leur fréquence et leur intensité.

196


Results of the 2003, 2007, 2008 and 2009 rockfall inventories

Since 2005, around 10 rockwalls of the Mont Blanc massif are high-resolution monitored by terrestrial laserscanning. The diachronic comparison of the obtained 3D models allows quantification of rockwalls evolutions between two acquisitions. 43 3D models have been acquired (tab. 9.1) giving 29 opportunities of diachronic comparisons, which led to the identification of 69 mass movements (tab. 9.2), for a total volume of 2 223 m3. The results vary considerably from one rockwall to another.

After the little rock-avalanche of 2005, the West face of the Drus was marked in 2006 (fig. 9.1) by numerous detachments which mobilized a total volume of 546 m3 of rocks (426 m3 were mobilized in a single event; fig. 9.2). The rockfall activity was much reduced in the following two years (24 m3 and 11 m3 respectively, fig. 9.4-5), which seems to indicate a stabilization of the face.

In the South face of the Androsace (including a large rockfall scar), 7 small events (1 to 44 m3; fig. 9.6) were observed over a year and a half, implying that this area is not stable yet.

With six measurement campaigns, the East face of the Tour Ronde is the most monitored. This face is also the most active with 14 detachments recorded in four years (fig. 9.7 to 9.10 and fig. 9.12-13), involving nearly 1 000 m3 of granite. The main collapse occurred between June 2005 and July 2006 and mobilized 327 m3 of rock (fig. 9.8). The next year, a 224 m3 rockfall occurred 15 meters below the crest, in a very steep and fractured area located close to the normal route to the summit (fig. 9.11). Another rockfall occurred in 2008, involving two large blocks (total volume of 105 m3) originally embedded in the ice/snow cover. The activity of this area is probably due to the combination of several factors: the high density of fractures, the ice/snow cover retreat, and the relatively "warm" permafrost.

Close to the Tour Ronde, the West face of the Aiguilles d’Entrèves is characterized by a very different morphodynamic because of geological structure that is unfavourable to rockfalls. Between July 2006 and September 2009, the face was in fact very stable and only affected by three small detachments (fig. 9.14 to 9.18).

Three measurement campaigns were conducted at the Grand Flambeau, for comparisons of models for the West face (fig. 9.19-21) and for the SE face (fig. 9.20-22). The evolution of the two faces over three years reveals contrasting trends: the West face remained fairly stable (one rockfall of 57 m3), while the SE face has been affected by 4 detachments during the same period. The main event (166 m3) corresponds to the detachment of two blocks in an unstructured and previously glaciated area.

The North face of the Aiguille Blanche of Peuterey was very active over two years (fig. 9.23 to 9.25): despite its small size, it was marked by 12 detachments – a not understood high activity. Despite their SSE orientation, the Grand Pilier d’Angle and the Piliers du Frêney remained very stable during the two years of monitoring (fig. 9.26 to 9.31), probably because of their high altitude (> 4000 m).

Beyond its accuracy about volumes and rates of collapses, the TLS method allows the rockfall triggering conditions to become clearer. These conditions are discussed more in details in Part 4.

197

198

Chapitre 9

Résultats de cinq années de levés topographiques à haute résolution

Depuis 2005, plusieurs parois du massif du Mont Blanc font l’objet d’un suivi topographique à haute résolution par TLS. Une voire deux fois par an, les parois étudiées sont scannées afin d’obtenir des modèles 3D. La comparaison diachronique de ces modèles permet de quantifier l’évolution des parois entre deux acquisitions. 43 modèles 3D ont ainsi été acquis (tab. 9.1) autorisant 29 comparaisons diachroniques. Ce chapitre présente l’ensemble de ces comparaisons, les détachements rocheux reconnus à partir de ces comparaisons, ainsi que la quantification du volume de ces détachements. 69 chutes de blocs, éboulements ou écroulements ont été identifiés, représentant un volume total de 2223 m3. 9.1 – Evolution de la face ouest des Drus

Les données d’octobre 2009 n’étant pas utilisables, seules trois comparaisons ont pu être menées entre les modèles 3D d’octobre 2005 et d’octobre 2006, d’octobre 2006 et de septembre 2007, et de septembre 2007 et de septembre 2008. La première comparaison indique le détachement de 546 m3 de roche, 24 m3 l’année suivante, et 11 m3 entre 2007 et 2008 (tab. 9.2). Il y a donc stabilisation de la face après l’écroulement de juin 2005.

9.1.1 – Octobre 2005 - octobre 2006

Entre les deux premières campagnes de mesure, 9 détachements rocheux (tab. 9.2 ; fig. 9.1) ont été identifiés à partir de la comparaison des modèles 3D du 11 octobre 2005 et du 11 octobre 2006. L’un d’entre eux (D1), le plus élevé en altitude (3605 m) et le plus volumineux (426 m3), correspond à la disparition d’une grande plaque (fig. 9.2) épaisse d’ 1.5 m en moyenne, dans la partie sommitale de la cicatrice de juin 2005. Plus bas, sept petits volumes rocheux ont été déstabilisés, en dehors de la cicatrice de 2005 : D2 (4 m3), D3 (1 m3), D4 (3 m3), D5 (1 m3), D6 (2 m3), D7 (19 m3) et D8 (6 m3). D9, le plus important détachement (D9 ; 84 m3) après D1, intervenu dans la cicatrice de 2005, correspond à un bloc coincé, non tombé lors des événements de 2005 (fig. 9.3).

199


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Chapitre 9

200

Site Secteur Date Nombre de scènes

Nombre de fenêtres

Nombre de points Observations

11 oct. 2005 3 6 26 406 554

11 oct. 2006 3 5 18 774 319 24 sept. 2007 4 8 16 079 739 25 sept. 2008 4 8 14 299 990

Les Drus 1 – face W

18 oct. 2009 3 5 1 806 763 Scanner défectueux ; données inutilisables 11 oct. 2007 3 6 9 960 413 Pointe de

l’Androsace 8 – face S 11 juil. 2009 4 9 7 325 271 Positions de scan différentes de 2007

13 juil. 2005 7 14 22 472 724 18 juil. 2006 7 24 23 005 201 12 oct. 2006 8 22 15 641 793

12 oct. 2007 10 28 16 863 414 30 sept. 2008 10 19 49 564 112

Tour Ronde 9 – face E

29 sept. 2009 7 18 22 933 550

13 juil. 2005 3 7 9 608 193 Données de qualité médiocre 18 juil. 2006 7 19 5 244 232 12 oct. 2006 4 10 2 474 694

12 oct. 2007 4 9 4 827 194 30 sept. 2008 6 23 8 150 463

Aiguilles d’Entrèves 10 – face W

29 sept. 2009 3 6 3 390 775 Panne de batteries pour l’extrémité N 13 juil. 2006 5 12 3 045 886

16 juil. 2007 4 10 2 109 733 11 – face W

30 sept. 2009 5 7 2 577 378 13 juil. 2006 1 4 2 858 943

16 juil. 2007 1 3 2 441 491

Grand Flambeau

12 – face SE

30 sept. 2009 1 1 2 740 514 10 oct. 2005 1 3 550 857 Densité de points relativement basse

30 juin 2006 2 9 2 051 734 13 oct. 2006 3 16 2 404 531

Aiguille Blanche de Peuterey

14 – face N

11 oct. 2007 2 3 2 008 872

14 juil. 2005 1 2 / Fichiers endommagés 10 oct. 2005 1 2 508 955 Densité de points relativement basse 30 juin 2006 2 5 6 554 429

13 oct. 2006 2 6 4 848 317

15 – face S Grand Pilier d’Angle

11 oct. 2007 2 3 2 833490 14 juil. 2005 2 4 195 900 Densité de points relativement basse

10 oct. 2005 3 4 / Fichiers endommagés 30 juin 2006 4 11 13 108 859 13 oct. 2006 4 12 9 696 634

Piliers du Frêney – Grand Pilier d’Angle 16 – face SE

Mont Blanc de Courmayeur (piliers du Frêney)

11 oct. 2007 4 7 5 666 981

Aiguille du Midi

5 – sommet (AdM)

6 campagnes de mesure entre 2006 et 2009 pour créer un modèle intérieur/extérieur

Utilisation d’un scanner courte portée pour les galeries

Aiguille du Midi 6 – face sud 4 oct. 2009 8 17 16 456 322 Extrémité ouest acquise de nuit

Arête inférieure des Cosmiques

7 – versant SE 4 oct. 2009 5 12 3 045 886

Aiguilles Marbrées 13 – face SW 30 sept. 2009 3 5 8 276 116

Totaux

2005 – 2009 166 + AdM 404 + AdM 320 500 000 + AdM

Tab. 9.1 – Récapitulatif des données 3D acquises de 2005 à 2009 dans le massif du Mont Blanc. Summary of the 3D data acquired from 2005 to 2009 in the Mont Blanc massif.

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201

Fig. 9.1 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2005 et d’octobre 2006 de la face ouest des Drus et position des 9 détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2005 and October 2006 of the West face of the Drus and position of the 9 identified detachments between the two dates.

Fig. 9.2 – Le principal écroulement (D1 ; 426 m3) relevé dans la face ouest des Drus entre octobre 2005 et octobre 2006. A : avant l’écroulement ; B : après l’écroulement (ph. D. Ravanel, février 2007 ; l’alpiniste cerclé de jaune donne l’échelle) ; en haut à gauche et à droite : détails des modèles 3D d’octobre 2005 et d’octobre 2006 ; C : profondeurs de détachement. The main rockfall (D1, 426 m3) noted in the West face of the Drus between October 2005 and October 2006. A: before the collapse; B: after the collapse (mountaineer in yellow circle gives scale); up left and right: details of 3D models of October 2005 and October 2006; C: detachment depths.


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Chapitre 9

202

Fig. 9.3 – Le second écroulement en termes de volume (D9 ; 84 m3) relevé dans la face ouest des Drus entre octobre 2005 et octobre 2006. A : avant l’écroulement ; B : après l’écroulement ; aux extrémités : détails des modèles 3D d’octobre 2005 et d’octobre 2006. The second main rockfall (D9; 84 m3) noted in the West face of the Drus between October 2005 and October 2006. A: before the collapse; B: after the collapse; extremities: details of 3D models of October 2005 and October 2006.

9.1.2 – Octobre 2006 - septembre 2007

Entre octobre 2006 et septembre 2007, deux détachements rocheux seulement se sont produits dans le secteur étudié (fig. 9.4 ; tab. 9.2). Le plus élevé (D10 ; 2 m3) l’a été dans la marge sud de la partie sommitale de la cicatrice de 2005, tandis que l’autre (D11 ; 22 m3) s’est produit dans un couloir très raide, en dehors de la cicatrice.

Fig. 9.4 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et de septembre 2007 de la face ouest des Drus et position des deux détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2006 and September 2007 of the West face of the Drus and position of the two identified mass boulder falls between the two dates.

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203

9.1.3 – Septembre 2007 - septembre 2008

La comparaison des modèles de septembre 2007 et de septembre 2008 (fig. 9.5 ; tab. 9.2) montre quatre détachements rocheux. Le plus élevé, D12 (3 m3), s’est produit à proximité de D10, dans la cicatrice de 2005. Plus bas, dans le secteur de D2 et D3, se sont détachés deux blocs : D13 avait un volume de 5 m3, D14 de 2 m3 ; enfin, 160 m plus bas, dans la cicatrice de 2005, s’est détaché un petit bloc (D15) d’1 m3.

Fig. 9.5 – Comparaison des modèles 3D de septembre 2007 et de septembre 2008 de la face ouest des Drus et position des quatre détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of September 2007 and September 2008 of the West face of the Drus and position of the four identified boulder falls between the two dates. 9.2 – Evolution de la face sud de la Pointe de l’Androsace

Seules deux campagnes de mesures (octobre 2007 et juillet 2009) ont été menées sur la face sud de la Pointe de l’Androsace (4107 m), permettant une seule comparaison. L’essentiel de la face correspond à une grande cicatrice d’écroulement antérieure à la fin de l’été 2003 (§ 8.2.2.c). Sept détachements rocheux ont été identifiés (fig. 9.6 ; tab. 9.2) : A1 (3 m3), A2 (2 m3), A3 (1 m3), A4 (1 m3), A5 (1 m3), A6 (44 m3) et A7 (4 m3). Seuls deux d’entre eux (A1 et A2) se sont produits hors de la cicatrice ante-2003.


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Chapitre 9

204

Fig. 9.6 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2007 et de juillet 2009 de la face sud de la Pointe de l’Androsace et position des sept chutes de blocs ou éboulements identifiés entre les deux dates. Les deux séries verticales d’erreurs au centre et à droite sont liées à des positions de scan différentes lors des deux campagnes de mesure. Comparison of the 3D models of October 2007 and July 2009 of the South face of the Pointe de l’Androsace and position of the seven identified boulder falls between the two dates. The two vertical series of errors are related to different scanning positions during the two measurement campaigns. 9.3 – Evolution de la face est de la Tour Ronde

Avec six campagnes de mesures, la face est de la Tour Ronde est – avec la face ouest des Aiguilles d’Entrèves – la paroi la mieux suivie du massif du Mont Blanc : des mesures sont faites chaque année depuis 2005 ; deux campagnes (juillet et octobre) ont même été effectuées en 2006. Cette face est d’autre part l’une des plus actives : quatorze détachements y ont été enregistrés, mettant en jeu près de 1000 m3 de granite (tab. 9.2). A lui seul, le principal écroulement survenu entre juin 2005 et juillet 2006 a mobilisé 327 m3 de roche dont la chute a encore déclenché deux détachements de taille plus réduite en aval.

9.3.1 – Juillet 2005 - juillet 2006

La comparaison des modèles acquis lors des deux premières campagnes de mesure menées à la Tour Ronde (fig. 9.7 ; tab. 9.2) montre deux dynamiques différentes. La plupart des erreurs (toutes celles situées au bord et au pied des parois rocheuses, en particulier dans le tiers sud du secteur étudié) résulte de l’évolution de la couverture glacio-nivale entre les deux acquisitions : la face était nettement plus enneigée en juillet 2006 qu’en juillet 2005. L’autre évolution est celle des parois rocheuses : la comparaison de modèles 3D indique l’occurrence d’un écroulement (T1 ; 313 m3 ; Rabatel et al., 2008) au niveau de l’éperon Bernezat mettant en jeu plusieurs éléments rocheux : T1-A, T1-B et T1-C (fig. 9.8).

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205

Fig. 9.7 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2005 et de juillet 2006 de la face est de la Tour Ronde et position des trois détachements rocheux identifiés entre les deux dates. L’écroulement T1 est composé de trois éléments (T1-A, T1-B et T1-C). Comparison of the 3D models of July 2005 and July 2006 of the East face of the Tour Ronde and position of the three identified boulder falls between the two dates. The T1 rockfall is composed of three elements (T1-A, T1-B and T1-C).

Fig. 9.8 – Le principal écroulement (T1 ; 327 m3), composé de trois éléments (T1-A, T1-B et T1-C), relevé dans la face est de la Tour Ronde entre juillet 2005 et juillet 2006. A : avant l’écroulement ; B et C : après l’écroulement ; les deux documents A et B correspondent aux détails des modèles 3D de juillet 2005 et de juillet 2006 ; D : profondeurs de détachement. The main rockfall (T1, 327 m3), composed of three elements (T1-A, T1-B and T1-C), noted in the East face of the Tour Ronde between July 2005 and July 2006. A: before the collapse; B and C: after the collapse; A and B correspond to the details of the 3D models of July 2005 and July 2006; D: detachment depths.


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Chapitre 9

206

Compte tenu de la position relative de ces éléments, il est probable que le détachement de T1-A – l’élément principal de 182 m3 – ait entrainé le détachement de T1-B (88 m3), relié à TI-A par un pont rocheux épais de près de 2 m, et de T1-C (43 m3), relié à T1-A par un pont de quelques décimètres d’épaisseur. Les profondeurs maximales de détachement de T1-A, T1-B et T1-C sont respectivement 3.7, 2.5 et 1.7 m. Lors de sa chute, T1 a déclenché T2 (55 m3) et T3 (154 m3), situés respectivement c. 20 m et 90 m en contrebas. Les profondeurs maximales de détachement de T2 et T3 sont similaires (1.3 et 1.2 m). Le volume total déstabilisé entre 2005 et 2006 a finalement été de 536 m3.

9.3.2 – Juillet 2006 - octobre 2006

La comparaison des modèles 3D de juillet et d’octobre 2006 (fig. 9.9) montre que la face est restée stable durant cette période : aucun détachement n’a été identifié. Les erreurs présentes au niveau de l’extrémité sud du secteur étudié sont uniquement liées à des problèmes d’alignement.

Fig. 9.9 – Comparaison des modèles 3D de juillet et d’octobre 2006 de la face est de la Tour Ronde. Aucun détachement rocheux n’a été identifié. Comparison of the 3D models of July and October 2006 of the East face of the Tour Ronde. No event has been identified.


Un seul détachement rocheux (l’écroulement T4 ; 224 m3) a pu être reconnu entre octobre 2006 et octobre 2007 (fig. 9.10 ; tab. 9.2). Il a affecté l’arête Freshfield, à proximité de la voie normale d’accès au sommet de la Tour Ronde. Située une quinzaine de mètres seulement sous la crête, la cicatrice est large d’une dizaine de mètre et haute d’une quinzaine. Elle marque d’une couleur gris clair un secteur assez raide (~ 70°) et très fracturé. La profondeur maximale du détachement est de 6.5 m. A l’aval, sur le parcours de la masse écroulée, quelques blocs ont été emportés. Le réseau d’observateurs des écroulements dans le massif du Mont Blanc a montré que l’écroulement relevé s’est déroulé en deux temps (fig. 9.11) : en juin 2007, déclenchant une petite avalanche de neige, puis en août avec un dépôt diffus au pied du versant.

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207

Fig. 9.10 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face est de la Tour Ronde et position du seul détachement rocheux identifié entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2006 and October 2007 of the East face of the Tour Ronde and position of the only identified boulder falls between the two dates.

Fig. 9.11 – L’unique détachement relevé dans la face est de la Tour Ronde (arête Freshfield) entre octobre 2006 et octobre 2007 (T4 ; 224 m3). Il s’agit en fait du résultat de deux écroulements. A : avant les écroulements ; B : dépôt du 19 juin 2007 (ph. D. Lavigne) ; C : dépôt d’août 2007 ; le détail de la carte des erreurs a été plaqué sur le secteur affecté ; D : cicatrice des deux écroulements. The only detachment observed in the East face of the Tour Ronde (Freshfield edge) between October 2006 and October 2007 (T4; 448 m3). It is actually the result of two collapses. A: before the collapses; B: deposit of the rockfall of the 19 June 2007; C: deposit of the collapse of August 2007; the detail of the errors map covers the affected area; D: scar the two collapses.


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Chapitre 9

208


La quatrième comparaison, qui a permis de quantifier l’évolution de la face entre octobre 2007 et septembre 2008 (fig. 9.12 ; tab. 9.2), a révélé l’occurrence de dix détachements rocheux (T5 à T14). Si T6, T9, T10, T11, T12 et T13 ont tous un volume inférieur à 10 m3, T5 et T7 dépassent 10 m3 tandis que T8 et T14 correspondent à des volumes proches de 100 m3. T5 (18 m3), qui correspond principalement au détachement de deux blocs (10 et 8 m3), s’est produit dans la cicatrice de l’écroulement T4 relevé l’année précédente. T8, qui s’est produit 120 m environ sous le sommet, dans un secteur très déstructuré (amas de blocs), a mis en mouvement deux gros blocs (volume total : 105 m3 ; profondeur maximale de détachement : 5.3 m) juxtaposés et bien individualisés, plus ou moins coincés entre d’autres blocs et enchâssés dans la couverture glacio-nivale. T14 a quant à lui mobilisé un long bloc rocheux qui semblait posé sur une vire raide en rive gauche du couloir NE. Le calcul donne un volume de 92 m3 mais il s’agit là d’un volume minimal car une partie du bloc était probablement cachée (zone de masque pour le scanner). Le volume total déstabilisé entre 2007 et 2008 est 252 m3.

Fig. 9.12 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2007 et de septembre 2008 de la face est de la Tour Ronde et position des dix détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2007 and September 2008 of the East face of the Tour Ronde and position of the ten identified boulder falls between the two dates.


Comme entre 2007 et 2008, plusieurs détachements rocheux sont apparus avec la comparaison des modèles de septembre 2008 et de septembre 2009 (fig. 9.13 ; tab. 9.2). Les 25 m3 de T15 se sont détachés en contrebas de l’arête Freshfield, dans un secteur où T4 avait déjà détaché quelques blocs dans sa course. T16 (76 m3 ; profondeur maximale de détachement :

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2.7 m) et T17 (6 m3) ont affecté le petit éperon situé au sud de l’éperon Bernezat. T16 est décomposable en deux éléments : l’un de 57 m3, au dessous duquel un élément de 19 m3 a probablement été ébranlé par la chute du premier. De même, T17 (6 m3) a probablement été déclenché par la chute de T16. T18 et T19 sont deux petits détachements déclenchés à proximité (T18) ou au niveau (T19) de l’éperon Bernezat. Le volume total déstabilisé entre 2008 et 2009 est de 133 m3.

Fig. 9.13 – Comparaison des modèles 3D de septembre 2008 et de septembre 2009 de la face est de la Tour Ronde et position des six détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of September 2008 and September 2009 of the East face of the Tour Ronde and position of the six identified boulder falls between the two dates. 9.4 – Evolution de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves

Très proche de la face est de la Tour Ronde, la face ouest des Aiguilles d’Entrèves est pourtant caractérisée par une morphodynamique très différente. Entre juillet 2006 et septembre 2009, la face est en effet restée très stable, seulement affectée par trois petits détachements rocheux (tab. 9.2).


La comparaison des modèles 3D de juillet 2005 et juillet 2006 n’indique aucun détachement rocheux, seuls sont présents quelques problèmes de recalage au niveau des piliers de la moitié nord du secteur considéré (fig. 9.14), en lien vraisemblablement avec la moindre qualité du modèle 3D de 2005.


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Chapitre 9

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Fig. 9.14 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2005 et de juillet 2006 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves. Aucun détachement rocheux n’a été identifié. Comparison of the 3D models of July 2005 and July 2006 of the West face of the Aiguilles d’Entrèves. No event has been identified.

9.4.2 – Juillet 2006 - octobre 2006

Durant l’été 2006, un unique petit détachement (E1 ; 6 m3) s’est produit à proximité de la crête (fig. 9.15 ; tab. 9.2). Il s’agit d’une lame de roche, stabilisée à l’origine derrière une autre lame, qui elle est restée en place.

Fig. 9.15 – Comparaison des modèles 3D de juillet et d’octobre 2006 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves et position de la seule chute de bloc identifiée entre les deux dates. Comparison of the 3D models of July and October 2006 of the West face of the Aiguilles d’Entrèves and position of the only identified boulder falls between the two dates.

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La troisième comparaison, menée à partir de modèles 3D d’octobre 2007 et d’octobre 2008, a révélé un seul éboulement (E2 ; 27 m3), sur l’extrémité nord de la face, au pied de la paroi. Les autres erreurs observées correspondent essentiellement à des problèmes de variation d’épaisseur du manteau nival.

Fig. 9.16 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves et position du seul détachement rocheux identifié entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2006 and October 2007 of the West face of the Aiguilles d’Entrèves and position of the only identified boulder falls between the two dates.


Hormis quelques erreurs liées à la neige, aucune évolution ne ressort de la comparaison des modèles 3D de 2007 et 2008 (fig. 9.17).

Fig. 9.17 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2007 et de septembre 2008 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves. Aucun détachement rocheux n’a été identifié. Comparison of the 3D models of October 2007 and September 2008 of the West face of the Aiguilles d’Entrèves. No event has been identified.


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Chapitre 9

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Outre les erreurs en pied de versant liées à la neige, un seul bloc de 2 m3 (E3) s’est détaché entre 2008 et 2009 (fig. 9.18 ; tab. 9.2). Toutefois, l’extrémité nord de la paroi n’ayant pu être scannée en 2009, il est possible que des petits détachements rocheux aient eu lieu dans ce secteur.

Fig. 9.18 – Comparaison des modèles 3D de septembre 2008 et de septembre 2009 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves et position du seul détachement rocheux identifié entre les deux dates. Comparison of the 3D models of September 2008 and September 2009 of the West face of the Aiguilles d’Entrèves and position of the only identified boulder falls between the two dates. 9.5 – Evolution des faces ouest et sud-est du Grand Flambeau

Trois campagnes de mesure ont été menées au Grand Flambeau, permettant deux comparaisons de modèles pour la face ouest comme pour la face SE. Six déstabilisations y ont été enregistrées entre 2006 et 2009 (tab. 9.2) pour un volume rocheux total de 277 m3. Seule la face ouest est restée stable entre 2007 et 2009.


Entre juillet 2006 et juillet 2007, la face ouest du Grand Flambeau (fig. 9.19 ; tab. 9.2) a été marquée par un éboulement de 57 m3 (F1) et par la chute d’un bloc de 6 m3 (F2). F1 a affecté une série de plaques débitées parallèlement au versant jusqu’à une profondeur de 3.2 m. Sur la face SE, la comparaison des modèles 3D (fig. 9.20) a permis d’identifier F3 (166 m3) et F4 (15 m3). L’écroulement F3 a mobilisé deux blocs (profondeur maximale de détachement : 4.9 m) dans un secteur très déstructuré (zone de cisaillement). Le bloc principal de 138 m3 surmonte un bloc allongé de 28 m3.

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Fig. 9.19 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2006 et de juillet 2007 de la face ouest du Grand Flambeau et position des deux détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of July 2006 and July 2007 of the West face of the Grand Flambeau and position of the two identified boulder falls between the two dates.

Fig. 9.20 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2006 et de juillet 2007 de la face SE du Grand Flambeau et position des deux détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of July 2006 and July 2007 of the SE face of the Grand Flambeau and position of the two identified boulder falls between the two dates.


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Chapitre 9

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9.5.2 – Juillet 2007 - septembre 2009

Entre juillet 2007 et septembre 2009, aucun détachement rocheux ne s’est produit dans la face ouest du Grand Flambeau (fig. 9.21). Seules des variations de la limite roche-neige y ont été reconnues ; ces variations, parfois considérables, ont également été observées dans la face SE, où deux détachements rocheux ont cependant été relevés (fig. 9.22 ; tab. 9.2) : F5 (2 m3) et F6 (31 m3). Ces deux détachements de sont produits dans le secteur le plus massif de la face, au dessus d’une partie surplombante.

Fig. 9.21 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2007 et de septembre 2009 de la face ouest du Grand Flambeau. Aucun détachement n’a été identifié. Comparison of the 3D models of July 2007 and September 2009 of the West face of the Grand Flambeau. No event has been identified.

Fig. 9.22 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2007 et de septembre 2009 de la face SE du Grand Flambeau et position des deux détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Les franges de couleurproviennent de l’extension très différente de la couverture nivale entre les deux dates.

Comparison of the 3D models of July 2007 and September 2009 of the SE face of the Grand Flambeau and position of the two identified boulder falls between the two dates. The long colour fringes come from the very different extension of the snow cover between the two dates.

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9.6 – Evolution de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey

Quatre campagnes de mesure ont été conduites entre 2005 et 2007 sur la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey. Les trois comparaisons ont toutes montré des détachements rocheux. Au total, douze chutes de blocs ou éboulements ont été mis en évidence (tab. 9.2) pour un volume total de 127 m3. Mais parmi eux, seuls deux ont un volume supérieur à 4 m3. L’été 2006 a, de loin, été le plus actif.

9.6.1 – Octobre 2005 - juin 2006

Durant la première année de suivi, deux chutes de blocs se sont produites sur le versant Brenva (fig. 9.23 ; tab. 9.2) : B1 (1 m3) et B2 (3 m3).

Fig. 9.23 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2005 et de juin 2006 de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey et position des deux chutes de blocs identifiées entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2005 and June 2006 of the North face of the Aiguille Blanche de Peuterey and position of the two identified boulder falls between the two dates.

9.6.2 – Juin 2006 - octobre 2006

Au cours de l’été 2006, huit détachements rocheux se sont produits (fig. 9.24 ; tab. 9.2). Sept d’entre eux se sont développés sur le versant Brenva ; seul B10 (1 m3) s’est produit sur le versant Frêney. Sur les sept détachements rocheux du versant Brenva, cinq ont un volume compris entre 1 et 4 m3. Seuls B4 (26 m3) et B9 (75 m3) ont un volume pluri-décamétrique. B9 a mis en mouvement une masse rocheuse de 11 m de long, le long d’un grand plan de glissement laissé libre en aval de cette masse.


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Chapitre 9

216

Fig. 9.24 – Comparaison des modèles 3D de juin et d’octobre 2006 de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey et position des huit détachements identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of June and October 2006 of the North face of the Aiguille Blanche de Peuterey and position of the eight identified boulder falls between the two dates.


La dernière comparaison (fig. 9.25) des modèles d’octobre 2006 et d’octobre 2007, montre plusieurs détachements de petits blocs d’un volume inférieur à 1 m3 ainsi que deux chutes de blocs de 4 m3 chacun (B11 et B12 ; tab. 9.2). B11 a modifié la géométrie du secteur qui avait été affecté par B9 durant l’été 2006.

Fig. 9.25 –Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey et position des deux détachements rocheux identifiés entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2006 and October 2007 of the North face of the Aiguille Blanche de Peutereyand position of the two identified boulder falls between the two dates.

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9.7 – Evolution de la face sud du Grand Pilier d’Angle et des Piliers du Frêney

En raison de l’endommagement des fichiers LiDAR de juillet 2005 relatifs au Grand Pilier d’Angle et des fichiers d’octobre 2005 relatifs aux Piliers du Frêney, seules trois comparaisons ont pu être menées pour les deux secteurs considérés. Entre 2005 et 2007, deux détachements (volume total : 6 m3) ont été identifiés dans le secteur des Piliers du Frêney et deux autres (volume total : 10 m3) sur le Grand Pilier d’Angle (tab. 9.2), indiquant la stabilité de l’ensemble compte tenu de la très grande surface scannée (135 000 m2).

9.7.1 – Juillet/octobre 2005 - juin 2006

Entre juillet 2005 et juin 2006, aucun détachement rocheux n’a été relevé au niveau des Piliers du Frêney (fig. 9.26 ; tab. 9.2). Dans le secteur du Grand Pilier d’Angle, une seule déstabilisation (G1 ; 7 m3) s’est produite entre octobre 2005 et juin 2006 (fig. 9.27 ; tab. 9.2).

Fig. 9.26 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2005 et de juin 2006 des Piliers du Frêney. Compte tenu de problèmes d’alignement des modèles 3D, la partie centrale a été comparée seule mais des erreurs non liées à des détachements rocheux persistent. Aucun détachement n’a été identifié. Comparison of the 3D models of July 2005 and June 2006 of the Frêney pillars. Given the problems of 3D models alignment, the central part was compared alone, but errors not related to boulder falls persist. No boulder fall has been thus identified.


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Chapitre 9

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Fig. 9.27 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2005 et de juin 2006 de la face sud du Grand Pilier d’Angle et position du seul détachement rocheux identifié entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2005 and June 2006 of the South face of the Grand Pilier d’Angle and position of the only identified boulder fall between the two dates.

9.7.2 – Juin 2006 - octobre 2006

Pendant cette période, les Piliers du Frêney ont connu une seule petite chute de bloc (P1 ; 4 m3 ; fig. 9.28 ; tab. 9.2) tandis que le Grand Pilier d’Angle est resté stable (fig. 9.29).

Fig. 9.28 – Comparaison des modèles 3D de juin et d’octobre 2006 des piliers du Frêney et position de la seule chute de bloc identifiée entre les deux dates. Comparison of the 3D models of June and October 2006 of the Frêney pillars and position of the only identified mass movement between the two dates.

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Fig. 9.29 – Comparaison des modèles 3D de juin et d’octobre 2006 de la face sud du Grand Pilier d’Angle. Aucun détachement n’a été identifié. Comparison of the 3D models of June and October 2006 of the South face of the Grand Pilier d’Angle. No detachment has been identified.


La comparaison des modèles d’octobre 2006 et d’octobre 2007 a mis en évidence deux

détachements rocheux de taille très réduite (tab. 9.2). L’un (P2 ; 2 m3) a affecté les Piliers du Frêney (fig. 9.30), l’autre (G2 ; 3 m3) le Grand Pilier d’Angle (fig. 9.31).

Fig. 9.30 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 des piliers du Frêney et position du seul détachement rocheux identifié entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2006 and October 2007 of the Frêney pillars and position of the only identified boulder fall between the two dates.


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Chapitre 9

220

Site Surface suivie (m2)

Période Num. L × l × e moy. (m)

Volume (m3)

Altitude (m) Observations

D1 29.1 × 9.6 × 1.5 426 ± 13 3605 Grande plaque dans cicatrice de 2005

D2 3.2 × 0.8 × 1.6 4 ± 0.1 3535 Hors cicatrice de 2005

D3 1.7 × 0.6 × 1.0 1 ± 0.05 3520 Idem

D4 4.9 × 0.8 × 0.8 3 ± 0.1 3400 Idem

D5 1.4 × 0.5 × 1.4 1 ± 0.05 3370 Idem

D6 2.3 × 1.5 × 0.6 2 ± 0.1 3360 Idem

D7 3.9 × 2.3 × 2.1 19 ± 0.5 3320 Idem

D8 2.9 × 1.4 × 1.5 6 ± 0.2 3305 Idem

oct. 05 – oct. 06

D9 11.8 × 2.3 × 3.1 84 ± 1.5 3270 Bloc coincé dans cicatrice de 2005

D10 1.3 × 2.4 × 0.6 2 ± 0.1 3595 Dans cicatrice de 2005 oct. 06 – sept. 07 D11 7.6 × 2.2 × 1.3 22 ± 1 3435 Hors cicatrice de 2005

D12 4.5 × 1.7 × 0.4 3 ± 0.4 3590 Dans cicatrice de 2005

D13 2.1 × 1.3 × 1.8 5 ± 0.2 3530 Hors cicatrice de 2005

D14 2.6 × 1.4 × 0.5 2 ± 0.1 3530 Idem

Les Drus (face W) 65 000

sept. 07 – sept. 08

D15 2.0 × 1.5 × 0.3 1 ± 0.05 3365 Dans cicatrice de 2005

A1 1.1 × 2.6 × 1.2 3 ± 0.3 3820 Hors cicatrice antérieure à fin 2003

A2 2.4 × 0.9 × 1.1 2 ± 0.2 3770 Idem

A3 1.0 × 0.6 × 0.8 1 ± 0.1 3735 Dans cicatrice antérieure à fin 2003

A4 2.9 × 0.8 × 0.4 1 ± 0.1 3720 Idem

A5 1.3 × 5.9 × 0.6 1 ± 0.1 3740 Idem

A6 5.0 × 5.9 × 1.5 44 ± 3 3790 Idem

Pointe de l’Androsace

(face S) 65 500 oct. 07 –

juil. 09

A7 2.7 × 1.9 × 0.9 4 ± 0.5 3830 Idem

Tab. 9.2 – (Debut / Beginning) Les soixante-neuf détachements rocheux (> 1 m3) relevés entre 2005 et 2009 (2223 m3 de roche au total) à partir de la comparaison des modèles 3D acquis par laserscanning terrestre dans le massif du Mont Blanc. The sixty-nine rock detachments (> 1 m3) documented between 2005 and 2009 (2223 m3 of rock in total) from the comparison of the 3D models acquired by terrestrial laserscanning in the Mont Blanc massif.

Fig. 9.31 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face sud du Grand Pilier d’Angle et position du seul éboulement identifié entre les deux dates. Comparison of the 3D models of October 2006 and October 2007 of the South face of the Grand Pilier d’Angle and position of the only identified boulder fall between the two dates.

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Volume (m3)


T1-A 7.6 × 14.2 × 2.4 182 ± 11 3590

T1-B 8.2 × 6.7 × 2.3 88 ± 5.5 3580

T1-C 4.8 × 11.6 × 1.1 43 ± 3 3575

Volume total des 3 éléments : 313 m3 + volume total des blocs secondaires : 14 m3 = 327 m3

T2 6.8 × 6.2 × 0.8 55 ± 8 3555 Situé sous T1-B

juil. 05 – juil. 06

T3 9.8 × 10.0 × 1.6 154 ± 10 3485 Situé sous l’ensemble T1

juil. 06 – oct. 06 / / / / Aucun détachement identifié

oct. 06 – oct. 07 T4 14 × 9 × 1.8 224 ± 12 3595 Source : secteur très fracturé à proximité de

la crête (arête Freshfield)

T5 4.5 × 4.9 × 0.8 18 ± 2.2 3600 Même secteur affecté que pour T4

T6 1.0 × 1.7 × 0.6 1 ± 0.1 3525

T7 2.4 × 6.3 × 0.9 13 ± 1.5 3550

T8 8.2 × 3.3 × 3.9 105 ± 2.7 3670 Deux gros blocs

T9 3.5 × 2.5 × 0.4 4 ± 0.8 3490

T10 1.0 × 4.3 × 0.7 3 ± 0.4 3480

T11 4.1 × 1.3 × 0.6 3 ± 0.5 3500

T12 3.4 × 1.6 × 1.5 8 ± 0.5 3585 Elément surplombant

T13 2.6 × 2.0 × 0.8 5 ± 0.5 3540

oct. 07 – sept. 08

T14 3.8 × 13.5 × 3.5 92 ± 5 3560 Une partie est probablement masquée

T15 10.1 × 4.6 × 0.5 25 ± 4.5 3565

T16-A 20.4 × 7.9 × 0.4 57 ± 16 3515

T16-B 7.3 × 5.1 × 0.5 19 ± 4 3495

T17 4.9 × 3.5 × 0.3 6 ± 1.7 3460 Situé sous T16

T18 7.8 × 1.2 × 0.7 7 ± 1 3610

Tour Ronde (face E)

82 000


T19 9.3 × 2.0 × 1.0 19 ± 1.8 3570 Elément surplombant

juil. 05 – juil. 06

/ / / / Aucun détachement identifié

juil. 06 – oct. 06

E1 2.0 × 4.5 × 0.7 6 ± 2 3575 Lame de roche à proximité de la crête

oct. 06 – oct. 07

E2 6.9 × 3.2 × 1.2 27 ± 1 3520

oct. 07 – sept. 08


Aiguilles d’Entrèves

(face W) 21500


E3 1.8 × 1.0 × 1.1 2 ± 0.01 3555

F1 15 × 4.0 × 1.0 57 ± 3 3500 juil. 06 – juil. 07 F2 4.3 × 1.3 × 1.1 6 ± 0.3 3430 Grand

Flambeau (face W)

16 500 juil. 07 – sept. 09


F3 14.7 × 5.3 × 2.1 166 ± 8 3455 Deux blocs : 138 m3 et 28 m3 juil. 06 – juil. 07 F4 7.4 × 4.1 × 0.5 15 ± 0.3 3490

F5 2.8 × 1.1 × 0.6 2 ± 0.1 3425

Grand Flambeau (face SE)

28 000 juil. 07 – sept. 09 F6 6.7 × 6.0 × 0.8 31 ± 2 3415



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Chapitre 9

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Volume (m3)


B1 1.7 × 2.2 × 0.3 1 ± 0.2 4100 oct. 05 – juin 06 B2 2.5 × 2.0 × 0.6 3 ± 0.2 4090

B3 3.4 × 1.2 × 0.4 2 ± 0.2 3980

B4 6.4 × 2.9 × 1.4 26 ± 1.5 4005

B5 3.4 × 1.1 × 0.7 2 ± 0.2 4000

B6 3.4 × 1.3 × 0.6 3 ± 0.2 4015

B7 0.9 × 2.9 × 0.8 2 ± 0.3 4030

B8 5.2 × 1.2 × 0.7 4 ± 0.3 3980

B9 10.9 × 2.8 × 2.5 75 ± 2.5 3970

juin 06 – oct. 06

B10 1.4 × 2.8 × 0.4 1 ± 0.2 4025

B11 6.3 × 1.0× 0.6 4 ± 0.3 3960 Même secteur affecté que pour B9

Aiguille Blanche

de Peuterey (face N)

10 000

oct. 06 – oct. 07 B12 8.2 × 1.7 × 0.3 4 ± 0.7 3965 Plaque

juil. 05 – juin 06


juin 06 – oct. 06

P1 4.2 × 1.2 × 0.7 4 ± 0.7 4155 Piliers du

Frêney (face SE)

95 000

oct. 06 – oct. 07

P2 1.4 × 1.7 × 0.8 2 ± 0.4 4120

oct 05 – juin 06

G1 4.3 × 1.4 × 1.2 7 ± 0.6 4165

juin 06 – oct. 06


Grand Pilier

d’Angle (face S)

40 000

oct. 06 – oct. 07

G2 2.6 × 1.4 × 0.8 3 ± 0.4 4130

Tab. 9.2 – (Suite 2 et fin / rest 2 and end) Les soixante-neuf détachements rocheux (> 1 m3) relevés entre 2005 et 2009 (2223 m3 de roche au total) à partir de la comparaison des modèles 3D acquis par laserscanning terrestre dans le massif du Mont Blanc. The sixty-nine rock detachments (> 1 m3) documented between 2005 and 2009 (2223 m3 of rock in total) from the comparison of the 3D models acquired by terrestrial laserscanning in the Mont Blanc massif. Conclusion du Chapitre 9

Depuis 2005, les neuf parois suivies par TLS ont fait l’objet de deux à cinq campagnes de mesures. Les 43 modèles 3D ainsi acquis ont permis 29 comparaisons diachroniques révélant 69 détachements rocheux d’un volume supérieur ou égal à 1 m3, avec un volume total de 2223 m3. Les résultats varient considérablement d’une paroi à l’autre : - dans la face ouest des Drus, après le grand écroulement de 2005, 2006 a été marqué par de nombreux détachements rocheux pour un volume total de 546 m3. L’activité y a été beaucoup plus réduite les deux années suivantes, ce qui semble dénoter une stabilisation de la face ; - dans la face sud de l’Androsace, qui comprend une grande cicatrice d’écroulement, de nombreux petits détachements ont été observés sur une année et demie en 2008-09 : plusieurs années après l’écroulement antérieur à 2003, la face n’est pas encore stabilisée – comme le confirme d’ailleurs l’écroulement d’octobre 2009 rapporté par le réseau d’observateurs (cf. : tab. 8.3) ;

________________________________________________________________________


223

- la dynamique remarquable de la face est de la Tour Ronde, (4 écroulements et de nombreux éboulements et chutes de blocs en quatre ans), dont le cas sera discutée plus longuement dans la Partie 4, est probablement liée à la conjonction de plusieurs facteurs : densité élevée de fractures, couverture glacio-nivale en régression, et permafrost modélisé relativement « chaud » ; - la face ouest des Aiguilles d’Entrèves est restée assez stable depuis 2005, peut-être du fait d’un contexte géologique favorable ; - les deux faces du Grand Flambeau suivies ont connu en un peu plus de trois ans une évolution contrastée, assez comparable à celle de la Tour Ronde et des Aiguilles d’Entrèves : la face ouest est restée assez stable (un éboulement de 57 m3), alors que la face SE a été le siège d’un écroulement et de trois éboulements ou chutes de blocs pendant la même période ; - la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey a été très active : malgré sa superficie réduite, elle a été marquée en deux années seulement par deux éboulements et une dizaine de chutes de blocs – une activité élevée qui reste relativement incomprise ; - malgré leur exposition SSE, les faces du Grand Pilier d’Angle et des Piliers du Frêney sont restées très stables durant les deux années de suivi, probablement en raison de leur très haute altitude (> 4000 m). Au delà de sa précision quant aux volumes et aux rythmes des écroulements, la méthode TLS permet d’éclairer les conditions de leur déclenchement, discutées de manière plus approfondie dans la Partie 4.

224

Analyses comparatives des résultats (volumes, fréquences et taux d’érosion) et Conclusion de la Partie 3

Les différentes méthodes mises en œuvre ont abouti à la constitution de différents inventaires d’écroulements – et plus généralement de détachements rocheux – qui peuvent être analysés conjointement du point de vue du volume et de la fréquence. Des taux d’érosion ont également pu être calculés à partir de ces données de volume et de fréquence et comparés aux résultats d’autres études, y compris hors de secteurs à permafrost. CP3.1 – Des écroulements aux volumes très variés

Le tableau CP3.1 rassemble les principales propriétés statistiques des volumes des écroulements documentés dans le massif du Mont Blanc. Le volume écroulé en 2003 est ainsi comparable au volume écroulé dans la face ouest des Drus ou sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix en un siècle et demi. Le volume écroulé en 2007 est quant à lui identique au volume écroulé en 2008 en raison de l’écroulement de Tré-la-Tête de septembre 2008 qui a lui seul représente un volume de 50 × 103 m3. En 2009, malgré le nombre élevé d’écroulements (1.6 fois le nombre d’écroulements de 2007 et 3.3 fois celui de 2008), le volume total est plus faible qu’en 2007 ou 2008. Le volume moyen des écroulements de 2009 est faible en comparaison de celui de 2007 ou de celui de 2008. Les écart-types des Drus, des Aiguilles de Chamonix et de 2008 indiquent une variabilité élevée du volume de ces écroulements.

Drus (8)

Aig. de Chamonix

(42)

2003 (182)

2007 (45)

2008 (22)

2009 (72)

TLS (69)

total 335 390 350 72 73 57 2.223 moyenne 42 9 1.9 1.6 3.3 0.8 0.032 médiane 8 3.5 0.8 0.6 0.7 0.4 0.005 extrêmes 0.35 - 265 0.5 - 65 0.1 - 45 0.1 - 15 0.1 - 50 0.05 - 7 0.001 - 0.426

Volume (× 103

m3) écart-type 90 13.5 4.5 2.8 10.5 1.3 0.067

Tab. CP3.1 – Propriétés statistiques du volume des écroulements – ou éboulements/chutes de blocs pour la méthode TLS – (nombres entre parenthèses) relevés dans la face ouest des Drus et sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix entre 1860 et 2009, dans tout le massif du Mont Blanc en 2003, dans la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et au niveau des parois suivies par TLS entre 2005 et 2009. Statistical properties of rockfall volume – or boulder falls for the TLS method – (numbers in parentheses) recorded in the west face of the Drus and on the north side of the Aiguilles de Chamonix between 1860 and 2009, in the Mont Blanc massif in 2003, in the central part of the Mont Blanc massif from 2007 to 2009, and on rockwalls surveyed TLS between 2005 and 2009. CP3.2 – Des fréquences d’écroulements très variables

a – Des fréquences très différentes en fonction des volumes et des secteurs

La fréquence correspond au nombre de fois qu'un événement d’un volume donné se produit par unité de temps. La figure CP3.1 présente la fréquence des chutes de blocs, éboulements et écroulements selon six classes de volumes. Les études historiques (Drus et Aiguilles de Chamonix) ne permettent de renseigner que les trois plus grandes classes (1000 à 265 000 m3). Les études de 2003 et de 2007-2009 ont pris en compte les écroulements d’un

225


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Conclusion Partie 3

226

volume supérieur ou égal à 100 m3. La méthode TLS au contraire à permis de quantifier les volumes détachés à partir de 1 m3. Les résultats tendent à indiquer que la fréquence des événements est d'autant plus élevée que les volumes considérés sont petits (tab. CP3.2), même s’il faut rester prudent puisque seule la méthode TLS a permis d’identifier les petits détachements. La fréquence très variable des écroulements en fonction du volume trouve son origine dans la densité des fractures, c'est-à-dire dans la structure géologique, très variable à travers le massif du Mont Blanc. En effet, puisque le déclenchement des écroulements se fait ici presque exclusivement le long de discontinuités préexistantes, les dimensions des écroulements dépendent de la densité de ces discontinuités. Le travail de terrain a montré que les petits écroulements – les plus fréquents – se déclenchent préférentiellement au niveau de secteurs très fracturés (zones de cisaillement, couloirs,) tandis que les plus gros se développent généralement dans des secteurs très massifs (Drus, Blaitière, Dent de Jétoula, Tour des Grandes Jorasses, Aiguille des Pélerins, etc.). Au-delà de structurer le paysage, les grandes zones de cisaillement, très présentes dans le massif du Mont Blanc, sont ainsi d’une grande importance pour expliquer la haute fréquence des petits écroulements et, par suite, la morphologie du massif (Bozonnet,

1981). Cela est confirmé par les levés topographiques à haute résolution : la très active face est de la Tour Ronde, par exemple, est située à proximité immédiate du col Freshfield où débute l’une des principales zone de cisaillement du massif qui se développe ensuite vers le NE. De plus, les deux plus gros écroulements relevés par cette méthode l’ont été sur des faces massives (Drus et éperon Bernezat de la Tour Ronde).

Fig. CP3.1 – Fréquences des détachements rocheux en fonction des volumes mis en jeu pour les Drus et les Aiguilles de Chamonix de 1860 à 2009, pour l’ensemble du massif du Mont Blanc en 2003, pour la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et pour les parois suivies par TLS de 2005 à 2009. Frequencies of rock detachments according to the involved volumes for the Drus and the Aiguilles de Chamonix between 1860 and 2009, for the whole Mont Blanc massif in 2003, for the central part of the massif from 2007 to 2009, and for TLS-surveyed rockwalls between 2005 and 2009.

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227

Classes de volume (m3) [1;10[ [10;100[ [100;1000[ [1000;10000[ [10000;0.1×106[ [0.1×106;1×106[

Drus + Aiguilles de Chamonix [1860-2009] ? ? ? 0.05 0.028 0.00017

Massif Mont Blanc [2003] ? ? 0.86 0.53 0.056 /

Massif M.B. (partie centrale) [2007-2009] ? ? 0.40 0.14 0.012 /

Parois suivies par TLS [2005-2009] 40 15 4.0 / / /

Tab. CP3.2 – Nombre de détachements rocheux par an et par km2 de paroi en fonction de 6 classes de volumes. Number of rock detachments per year and per km2 of rockwall according to 6 classes of volumes.

b – Distribution des fréquences cumulées

Les fréquences d’écroulements peuvent être utilisées pour une évaluation quantitative des risques (Vengeon et al., 2001). Ces fréquences sont généralement issues d’analyses historiques permettant d'estimer le nombre moyen d'écroulements qui se produit dans une zone homogène, pendant une certaine durée, et pour une classe de volume donnée. Comme nos résultats l’indiquent, les grands écroulements (V > 100 × 103 m3) sont rares et l’estimation de leur fréquence peut dès lors être assez grossière. Toutefois, des travaux (Dussauge et al., 2002) ont montré que les distributions cumulées des détachements rocheux peuvent être décrites par des lois puissance, avec un risque d’erreur inférieur à 10 % (test du χ2). Le nombre N de détachements d’un volume supérieur à x (exprimé en m3) par an peut alors s’écrire (Vengeon et al., 2001) :

N = a x-b La valeur absolue de b varie généralement entre 0.4 et 0.6 suivant l’inventaire utilisé, même si différentes études ont montré des distributions en loi puissance avec des exposants variant de 0.2 à 0.7 en fonction des terrains d’étude (Gardner, 1970 ; Noever, 1993 ; Hungr et al., 1999 ; tab. CP3.3). Le paramètre a représente le nombre de détachements de volume supérieur à 1 m3, si le domaine de validité de la loi s'étend jusqu'à cette valeur. Il dépend de toutes façons de la surface de versant couverte par l'inventaire, mais aussi de l'activité des processus conduisant aux différents détachements (Hantz et al., 2002). Pour les différents inventaires issus de nos travaux, les distributions cumulées des fréquences (fig. CP3.2) suivent des lois puissance (Pickering et al., 1995) définies par les relations :

- face ouest des Drus - versant nord des Aig. de Chamonix [1860-2009] : N = 233x-0.90

- ensemble du massif du Mont Blanc [2003] : N = 25095x-0.88 - partie centrale du massif du Mont Blanc [2007-2009] : N = 3948x-0.85 - parois suivies par TLS [2005-2009] : N = 39x-0.66

Dans le massif du Mont Blanc, les distributions sont dotées de hauts coefficients de détermination ρ2, qui vaut le carré du coefficient de corrélation. Ces valeurs (ici entre 0.88 et 0.97 ; fig. CP3.2) indiquent un fort pourcentage de variation, expliqué par l’étroite relation entre les deux variables (fréquence et volume).


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Conclusion Partie 3

228

Références Site Contexte géologique

Nombre d’événements Période Volumes

(m3)

Classe d’application

de la loi puissance

(m3)

b

- Gardner, 1970 Alberta, Canada

calcaire et quartzite 409 2 étés 10-6 - 10 10-2 - 10 0.72

- Jeannin, 2001 - Dussauge et al., 2002

Gorges de l’Arly, Alpes

(F)

roches métamorphiques et sédimentaires

59 22 ans 5 - 104 20 - 3000 0.45

- RTM, 1996 - Dussauge et al., 2002

Grenoble, Alpes (F) calcaire 87 60 ans 0.5 - 106 50 - 106 0.41

- Wieczoreck et al., 1992 - Dussauge et al., 2002

Yosemite, Californie granite 101 78 ans 1 - 106 50 - 106 0.46

- Dussauge et al., 2003 Monde indifférencié 142 104 ans 103 – 2×1010

3×107 - 2×1010 0.52

389 30 ans 10-2 - 108 10-2 – 104 0.43 roches felsiques 123 13 ans 10-2 - 108 1 – 104 0.40 64 – 10-2 - 108 1 – 104 0.70 - Hungr et al., 1999

Colombie britannique

Canada roches métamorphiques 122 22 ans 10-2 - 108 1 – 104 0.65

Mont Blanc (Drus, Aig. Chamonix)

49 150 ans 103 - 105 103 - 105 0.90

Mont Blanc (massif entier) 182 1 an 103 – 104 3×102 - 104 0.88

Mont Blanc (partie centrale) 139 3 ans 103 – 104 2×102 - 5×104 0.85

Cette étude

Mont Blanc (suivi TLS)

granite

69 4 ans 1 - 102 2 - 2×102 0.66

Tab. CP3.3 – Caractéristiques de quelques distributions de détachements rocheux (chutes de blocs, éboulements et écroulements). Characteristics of some rock detachments distributions.

Fig. CP3.2 – Fréquences cumulées des écroulements des Drus et des Aiguilles de Chamonix de 1860 à 2009, de l’ensemble du massif du Mont Blanc en 2003, de la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et des parois suivies par TLS de 2005 à 2009. Frequencies of rockfalls for the Drus and the Aiguilles de Chamonix between 1860 and 2009, for all the Mont Blanc massif in 2003, for the central part of the massif from 2007 to 2009, and for TLS-surveyed rockwalls between 2005 and 2009.

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229

CP3.3 – De très forts taux d’érosion

De nombreuses études ont déterminé des taux d’érosion de parois, en montagne ou non. Quelques résultats, dont ceux de cette étude, sont présentés dans le tableau CP3.4. Leur comparaison est délicate (Krautblatter et Dikau, 2007) car les méthodes employées pour obtenir ces résultats sont différentes tandis que la représentativité des mesures sur lesquelles reposent les calculs peut s’avérer insuffisante (secteurs d’étude trop réduits, mesures saisonnières) par rapport aux phénomènes étudiés, et la plupart des taux d’érosion ne distingue pas les différents processus affectant les parois rocheuses étudiées. Pour nos travaux par exemple, des taux d’érosion complets ne peuvent être calculés qu’à partir des résultats issus de la méthode TLS, les autres méthodes n’ayant pas eu pour objectif de relever les plus petits mouvements (< 500 m3 pour les reconstitutions historiques, < 100 m3 pour les recensements de 2003 à 2009). Des méthodes existent toutefois pour palier ses insuffisances à partir des distributions des fréquences cumulées par exemple (Hantz et al., 2003). Cela n’a pas été fait ici car les lois puissance qui décrivent ces distributions ne semblent pas bien adaptées aux plus petits volumes (fig. 3.10.2).

Taux volumique d’érosion (m3/an)

Taux linéaire d’érosion (mm/an)

Site et contexte géologique

Période

1-100 m3 > 100 m3 Total

Surface des

parois (m2) 1-100 m3 > 100 m3 Total

Réf.

Y grenoblois (Alpes) Calcaire

1600 - 2000 109 30 634 30 743 24 × 106 0.005 1.276 1.28 1

Sierra Nevada (Etats-Unis)

Varié 0.28 2

Yosemite (Etats-Unis)

Granite 1857 - 2002 ? ? 10 140 30 × 106 ? ? 0.25 3

Alpes japonaises

Grès et schistes

1984 - 1998 0.01 4

Mont Blanc (Drus, Aig. Chamonix)

1860 - 2009 ? 4828 ? 3.6 ×106 ? 1.34 ?

Mont Blanc (massif entier)

2003 ? 350 000 ? 126 ×106 ? 2.8 ?

Mont Blanc (partie

centrale) 2007 - 2009 ? 202 000 ? 84 ×106 ? 0.8 ?

Mont Blanc (suivi TLS) 2005 - 2009 323.5 363.5 687 423 500 0.76 0.85 1.6

Drus 3 ans 52 142 194 65 000 0.8 2.1 2.9 Androsace 1.5 an 37 0 37 65 500 0.56 0 0.56 Tour Ronde 4 ans 117 166 283 82 000 1.4 2.0 3.4 Entrèves 4 ans 9 0 9 21 500 0.42 0 0.42

Flambeau W 3 ans 21 0 21 16 500 1.3 0 1.3 Flambeau SE 3 ans 16 55.5 71.5 28 000 0.57 2.0 2.5 Bl. Peuterey 2 ans 63.5 0 63.5 10 000 6.3 0 6.3

Frêney 2 ans 3 0 3 95 000 0.03 0 0.03 G. P. Angle 2 ans 5 0 5 40 000 0.12 0 0.12

5

Tab. CP3.4 – Quelques exemples de taux d’érosion calculés pour des parois rocheuses de régions de montagne à travers le monde. 1 : Hantz et Frayssines, 2007 ; 2 : Moore et al., 2009 ; 3 : Guzzetti et al., 2003 ; 4 : Matsuoka et Sakai, 1999 ; 5 : cette étude. Examples of erosion rates for rock walls in mountain areas worldwide.


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Conclusion Partie 3

230

Parmi les études présentées dans le tableau CP3.4, le taux linéaire d’érosion (taux de recul) le plus important correspond à celui de 2003 dans le massif du Mont Blanc (2.8 mm.an-1 hors éboulements et chutes de blocs), ce qui confirme une nouvelle fois le caractère tout à fait exceptionnel de l’activité géomorphologique au cours de l’été 2003. Des résultats similaires ont été obtenus pour la face est du Mont Rose (Alpes suisse ; comm. orale L. Fisher, juin 2010). Vient ensuite le cas des Drus - Aiguilles de Chamonix (1.34 mm.an-1) puis celui de l’Y grenoblois (1.28 mm.an-1). Dans les deux cas, de gros événements ont été recensés : l’écroulement de 2005 aux Drus (265 000 m3) et deux grands écroulements dépassant 106 m3 dans la région grenobloise. Pour comparaison, si on ne s’intéresse qu’au taux linéaire d’érosion pour les volumes dépassant 100 m3, les valeurs des deux autres études concernant le massif du Mont Blanc sont les suivantes : 0.85 mm.an-1 pour les écroulements relevés par TLS et 0.80 mm.an-1 pour les écroulements recensés durant la période 2007-2009. Ces deux valeurs sont étonnamment proches et semblent correspondre dès lors à une sorte de « normalité » pour la période actuelle dans le massif du Mont Blanc. En ajoutant les volumes inférieurs à 100 m3, la valeur pour la méthode TLS double, passant à 1.6 mm.an-1. Au niveau des parois suivies par TLS, le taux de retrait liés aux éboulements et aux chutes de blocs est donc équivalent au taux de retrait lié aux écroulements. Etudiées individuellement, les parois suivies par TLS affichent de forts contrastes, avec des taux généraux allant de 0.03 (Piliers du Frêney) à 6.3 mm.an-1 (Blanche de Peuterey). Ces deux valeurs extrêmes concernent les faces suivies les plus élevées, d’orientations différentes : les Piliers du Frêney sont orientés SE, tandis que le secteur étudié de la Blanche de Peuterey est orienté nord. Mais dans cette face d’extension réduite, le taux très élevé est dû aux éboulements et chutes de blocs. Les trois parois qui ont connu des écroulements (face ouest des Drus, face est de la Tour Ronde, et face SE du Grand Flambeau) montrent des taux similaires (~ 2.0 mm.an-1). Enfin, une bonne corrélation apparaît entre taux d’érosion et densité de fracturation. Moore et al. (2009) considèrent d’ailleurs que l’orientation des fractures par rapport à celle des parois est le paramètre le plus important pour expliquer un taux d’érosion, plutôt que la topographie. Conclusion de la Partie 3

L’analyse du volume et du rythme des écroulements inventoriés dans le massif du Mont Blanc révèle différents éléments : - bien qu’assez nombreux, les écroulements de 2009 sont souvent de petits volumes : il s’agit d’écroulements superficiels ; - c’est le cas également de l’essentiel des écroulements de 2003 mais, en raison de quelques événements importants, le volume moyen de ces écroulements est plus élevé qu’en 2009 ; - les écart-types des Drus et des Aiguilles de Chamonix montrent que les écroulements peuvent affecter des volumes très variables et l’ensemble des résultats tend à indiquer que la fréquence des détachements est d'autant plus élevée que les volumes considérés sont petits ; - ces fréquences variables trouvent leur origine dans la densité des fractures, c’est pour cette raison que les zones de cisaillement, où la roche est très fracturée, ont un rôle très important sur la morphologie du massif ; - la valeur absolue des exposants des lois qui décrivent la distribution des fréquences cumulées des détachements rocheux dans le massif du Mont Blanc est particulièrement élevée et il est possible qu’elle indique des conditions particulières de déclenchement, éventuellement liées à la présence de permafrost ; - les taux d’érosion dans le massif du Mont Blanc apparaissent particulièrement forts, ce qui tend, là encore, à indiquer des conditions de déclenchement différentes de celles de plus basses altitudes ;

________________________________________________________________________

231

- le rôle vraisemblablement important du permafrost, qui n’est ici que supposé, est toutefois appuyé par d’autres conclusions formulées au regard des résultats présentés dans cette Partie 3 et que la Partie 4 aura pour objet d’approfondir : (i) il existe un accroissement de la fréquence des écroulements au cours des dernières décennies marquées par une accélération du réchauffement climatique ; (ii) les écroulements se produisent presque exclusivement en contexte de permafrost, (iii) en particulier sous des topographies propices à la dégradation du permafrost ; et (iv) de la glace a été observée dans de nombreuses cicatrices.

232

233

Partie 4

Réponses des parois rocheuses du massif du Mont Blanc

au réchauffement climatique actuel

233


144

234


Rockfalls and climate

Before discussing the link between rockfalls and permafrost (Chapter 11), it is first necessary to verify the existing relationships between rockfalls and climate, in particular with periods of warming which are prone to degrade permafrost.

To deal with the relationships between rockfalls and global warming, we first crossed the occurrences of the documented events of the Drus and the Aiguilles of Chamonix with available climate data. From the end of the LIA until 1934, we used data of temperature and precipitation reconstructed for the entire Alpine region (fig. 10.1 and 10.2). For the next period, we could use local data (fig. 10.3). In the Drus, the climatic factor – especially the thermal one – seems important in the triggering of rockfalls which occurred after the end of the LIA. The simultaneity of their occurrences with the hottest periods is good evidence (fig. 10.4). The little rockavalanche of June 2005 seems to have been promoted by the combination of heat and heavy rainfalls (fig. 10.7 and 10.14), leading to high fluid pressures in the rock fractures. Water flows have also been observed in the successive scars during the first collapses of the 29th of June and strong water discharges were observed in different areas of the face several weeks after the collapse (ph. 1.10) without heavy rainfalls. Moreover, the role of climate is demonstrated by the analysis of the 42 rockfalls documented on the North side of the Aiguilles de Chamonix in the same period: there is a very good correlation between the rockfalls and the hottest periods (fig. 10.5). 70 % of the rockfalls occurred during the past two decades, which was characterized by an acceleration of global warming. Heatwave periods are generally particularly prone to rockfalls: the maximum rockfall frequency occurred during the summer 2003 heatwave.

There are also concomitance between the 2003, 2007, 2008 and 2009 rockfalls and climatic conditions of those years – in particular with temperatures. 139 rockfalls have been documented between 2007 and 2009 in the Mont Blanc massif, 53 of them being precisely dated (38 %). Among them, 51 rockfalls (96 %) occurred between June and September (fig. 10.11 to 10.13), i.e. during the hottest months of the year (fig. 10.9). The 2003 summer heatwave, with its positive MDAT at very high altitude (fig. 10.8), has generated an extreme morphodynamic. In the part of the massif covered by our observation network, with 152 rockfalls reported in 2003 out of the 182 observed, 2003 has been quite exceptional in terms of rockfall occurrences. Intense storms during summer 2003 may have caused high fluid pressure in fractures that eventually triggered rockfalls. This factor remains nevertheless difficult to assess. Finally, it is interesting to note that 38 of the 53 (72 %) precisely dated rockfalls of 2007, 2008 and 2009 occurred after a period of MDAT warming of at least two days (fig. 10.10).

While discussing the rockfall predisposing factors (topography and geology), the last chapter will show if permafrost degradation, which is favoured by high temperatures, may be the main linking process between rockfalls and climate. That chapter will also discuss the role of other triggering factors sensitive to climatic fluctuations such as the evolution of glaciers and ice/snow covers of some faces of the Mont Blanc massif.

235

236

Chapitre 10

Ecroulements rocheux et climat

Avant d’aborder le lien entre les écroulements et le permafrost (Chapitre 11), il est d’abord nécessaire de vérifier la relation entre ceux-ci et le climat, en particulier les phases de réchauffement climatique propres à dégrader le permafrost. La reconstitution de l’évolution morphodynamique des Drus et des Aiguilles de Chamonix a permis d’identifier 50 écroulements rocheux depuis la fin du PAG. Nous avons précédemment relevé que ces écroulements ne se distribuent pas régulièrement dans le temps. La première section du chapitre étudiera donc la relation entre ceux-ci et le climat à l’échelle d’un siècle et demi. Dans la seconde section, cette relation sera abordée à une échelle temporelle plus fine à partir des résultats des écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009. 10.1 – Concordance de l’occurrence des écroulements des Drus et des Aiguilles de Chamonix avec les périodes les plus chaudes depuis la fin du PAG

Pour traiter la relation entre les écroulements et le réchauffement climatique, nous avons croisé les occurrences des événements documentés des Drus et des Aiguilles de Chamonix avec les données climatiques disponibles. Pour la période qui s’étend de la fin du PAG jusqu’à 1934, nous utilisons des données de température et de précipitation reconstituées pour l’ensemble de la région alpine. Pour la suite, nous disposons de données locales : les séries de mesures des températures et des précipitations de la station du Bouchet (1042 m) à Chamonix, implantée en 1876, deviennent continues à partir de 1934. Les données de la station météorologique de l’Aiguille du Midi (3842 m) sont malheureusement discontinues. La station est restée en panne durant plus de 90 mois depuis son installation en 1989. Elles ne sont réellement continues qu’à partir de février 2007, et seront donc utilisées pour discuter les occurrences d’écroulements rapportées par le réseau d’observateurs entre 2007 et 2009.

10.1.1 – L’évolution du climat à Chamonix depuis la fin du PAG

a – 1860 - 1934

En l’absence de données locales pour la période 1860-1934, nous disposons de travaux de reconstitution du climat moyen alpin (Casty et al., 2005 ; Böhm et al., 2001 ; Auer et al., 2005 ; fig. 10.1) et de données météorologiques des Alpes suisses (fig. 10.2). Au sortir du PAG (années 1850-1860), le climat s’est significativement réchauffé, avant un refroidissement de deux décennies, amenant la température moyenne annuelle à une valeur plus faible que vers 1850. Des années 1890 à 1950, le climat alpin s’est ensuite réchauffé (Casty et al., 2005 ; Böhm et al., 2001 ; fig. 10.1). Globalement, les températures de la période courant de la fin du PAG à 1934 dans les Alpes semblent toutefois avoir été plus fraîches que par la suite. Ceci est en partie confirmé par les températures enregistrées dans les Alpes suisses (Beniston et al., 1997 ; fig. 10.2), même si le propos doit être nuancé puisque les températures des décennies 1920 et 1930 dans ce secteur semblent avoir été légèrement supérieures à celles de périodes

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Chapitre 10

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telles que la fin des années 1930-début des années 1940, le milieu des années 1950, la fin des années 1960-début des années 1970, ou vers 1980. Concernant les précipitations (fig. 10.1), elles ont globalement augmenté des années 1860 aux années 1920 pour ensuite diminuer jusque vers 1950. La période la plus arrosée depuis la fin du PAG est celle des années 1910.

Fig. 10.1 – Evolution des températures et des précipitations dans les Alpes au cours des XIX et XXe siècles. En grisé : la période fin PAG-1934. Un filtre de 31 ans a été appliqué pour éliminer le bruit interannuel. Changes in temperature and precipitation in the Alps during the nineteenth and twentieth centuries. In gray: period end of the PAG-1934.

Fig. 10.2 – Evolution des températures dans les Alpes suisses (8 stations entre 569 m et 2500 m) au cours du XXe siècle (Beniston et al., 1997, modifié). Un filtre de cinq ans a été appliqué pour éliminer le bruit interannuel. Changes in temperature in the Swiss Alps (8 sites ranging in altitude from 569 m to 2500 m a.s.l.) during the 20th century. A five-year filter has been applied to remove interannual noise.

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b – Le climat à Chamonix depuis 1934

Entre 1934 et 2009, les MAAT à Chamonix ont augmenté de 1.7°C (fig. 10.3). Il est intéressant de relever que si les températures moyennes estivales ont beaucoup augmenté pendant cette période (+1.5°C), les températures moyennes hivernales ont plus augmenté encore (+2.8°C). Durant la seconde moitié de cette période, les MAAT à Chamonix ont augmenté presque 4 fois plus que durant la première moitié. 7 des 8 années les plus chaudes à Chamonix depuis 1934 – et probablement depuis la fin du PAG – prennent place dans la dernière quinzaine d’années. Outre 1947, les années 1994, 2002, 2003 et 2009 ont été les plus chaudes à Chamonix depuis 1934. Finalement, les décennies 1940, 1990 et 2000 ont connues les plus fortes MAAT et les étés 2003, 1947 et 2009 ont respectivement été les 1er, 2e et 3e étés les plus chauds depuis 1934. Depuis cette même date, les températures de la fin des années 1930, du tout début des années 1940, et des années 1960 ont été les plus froides. Ces différents éléments mettent en évidence une tendance très nette au réchauffement, accéléré ces deux dernières décennies. La variabilité interannuelle des précipitations est en revanche très grande, avec une légère tendance positive, bien que les décennies 1980 et 2000 aient été relativement peu pluvieuses.

Fig. 10.3 – Evolution du climat à Chamonix-Le Bouchet (1040 m ; données Météo-France). A : MAAT ; B : températures moyennes de l’air des trois mois les plus chauds (juin-juillet-août ou juillet-août-septembre) ; C : températures moyennes des trois mois les plus froids (décembre-janvier-février) ; D : cumuls annuels de précipitation. Traits noirs : tendances (régressions linéaires). Evolution of climate in Chamonix-Le Bouchet (1040 m a.s.l.). (A) MAAT; (B) mean air temperature of the three warmest months (June-July-August or July-August-September); (C) mean air temperature of the three coldest months (December-January-February); (D) cumulative annual precipitation. Black lines: trends (linear regressions).


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10.1.2 – Réactions des parois aux fluctuations climatiques : un lien très étroit

Le plus ancien écroulement documenté des Drus est celui du 13 août 1905 (fig. 10.4). Les températures moyennes mensuelles à Chamonix des mois de juin (15.3°C) et juillet (15.8°C) de cette année-là indiquent un début d’été assez chaud : le plus chaud au moins depuis 1897. L’écroulement suivant se produit en 1936, toujours aux Drus. La date précise n’étant pas connue, il est impossible de la croiser avec les conditions climatiques du moment. On peut toutefois mentionner que 1936 fut l’année la plus chaude de la période 1934-1941 (fig. 10.5).

Fig. 10.4 – Évolution de la température moyenne estivale à Chamonix, du volume et de l’altitude des écroulements rocheux relevés dans la face ouest des Drus (données de température : Météo-France ; un filtre de cinq années a été appliqué pour éliminer le bruit interannuel). Les quadrilatères en tireté représentent les différents écroulements. Changes in Chamonix mean summer temperature, volume and elevation of documented rockfalls in the West face of the Drus (a five-year filter has been applied to remove interannual noise). Dotted quadrilaterals represent the different rockfalls. Il faut attendre la fin des années 1940 – période la plus chaude du XXe siècle dans les Alpes à l’exception des années 1990-2000 –, pour que se développent de nouveaux écroulements. A la fin de l’été 1947 se produit le premier et le plus important des écroulements relevés sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix (face ouest de l’Aiguille de Blaitière). Trois autres écroulements se sont également produits cette année-là. 1947 fut l’année la plus chaude jamais enregistrée sur Chamonix. Les très fortes chaleurs de l’été placent ce dernier juste derrière celui de 2003. Les températures moyennes des mois de juillet et août ont été de 18.3°C et l’été a totalisé trois vagues de chaleur successives et distinctes dont une d'intensité exceptionnelle. Du point de vue des précipitations, l’été 1947 fut très contrasté, avec le mois d’août le plus sec de la décennie (57 mm) précédé par un mois de juillet qui en fut le deuxième plus arrosé (136 mm). Trois ans plus tard, à la fin de l’été 1950, se produit le premier gros écroulement des Drus (fig. 10.4). Si l’été en question n’a pas battu des records de chaleur, il a toutefois été assez chaud, avec une température moyenne supérieure de 1°C à la moyenne 1951-1980. Contrairement à 1947, le mois de juillet a été assez sec (64 mm) et le mois d’août assez pluvieux (158 mm). Cette première période d’écroulements, qui court de la fin des années 1940 à la première moitié des années 1950 (fig. 10.5), s’achève en 1954 – année assez fraîche – avec deux écroulements d’un faible volume. Aucun écroulement ne se produit au cours des années 1960, ni au début des années 1970, périodes aux MAAT assez basses. Un petit écroulement affecte néanmoins la face ouest des Drus en août 1974 (fig. 10.4), mois assez chaud (16.3°C) d’une année relativement fraîche. Deux ans

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plus tard, en 1976, un autre écroulement se produit durant l’été marqué par une importante canicule − le cinquième été le plus chaud à Chamonix pour la période d’étude, la température moyenne des mois de juin et juillet dépassant 17°C −, tandis qu’il n’est tombé que 274 mm d’eau entre décembre 1975 et juin 1976. Ces deux écroulements des années 1970, auxquels s’ajoute un écroulement non daté précisément, ouvrent une séquence de croissance de la fréquence d’écroulement – continue jusqu’à aujourd’hui – qui suit assez bien la hausse des températures de l’air (fig. 10.5). Quatre écroulements se produisent dans les années 1980. Le premier se déclenche à la fin du mois d’août 1980, mois chaud (16.2°C) après un début d’été frais (11.9°C en juin et 13.5°C en juillet). Deux nouveaux écroulements se produisent durant l’été 1983 – leur date précise reste inconnue –, quatrième été le plus chaud à Chamonix depuis 1934 et probablement depuis la fin du PAG. Le mois de juillet 1983 a même été le mois le plus chaud jamais enregistré à Chamonix (20.1°C). Les années 1990 connaissent ensuite une recrudescence d’écroulements dans les parois étudiées – qui se poursuivra au cours des années 2000 (fig. 10.4-5-6) –, avec 12 écroulements. Cinq d’entre eux n’ont pu être datés précisément. Les 7 autres se sont produits en 1992, 1994, 1995, 1997 et 1998. Les MAAT de ces années ont toutes été au dessus de la moyenne 1951-1980, de même que la température moyenne de leurs étés. Les mois d’août 1992, de juillet et d’août 1994, de juillet 1995, d’août 1997, et de juillet et août 1998 ont été particulièrement chauds avec pour température respective : 17.4°C, 18.6°C, 17.1°C, 17.8°C, 16.8°C, 16.3°C, 16.1°C (température moyenne estivale à Chamonix depuis 1934 : 15°C). Les témoignages recueillis auprès des guides de haute montagne s’accordent sur le fait que l’essentiel des écroulements relevés pendant cette décennie se sont produits lors de ces périodes chaudes à l’exception de l’écroulement des Drus de 1997 survenu au mois de septembre. La décennie 2000 est celle des grands écroulements dans la face ouest des Drus (fig. 10.6) et d’une grandes fréquence d’écroulements sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix (fig. 10.4). A elle seule, l’année 2003 a connu un minimum de 13 écroulements dont un aux Drus et le reste dans les Aiguilles de Chamonix. L’ensemble de ces écroulements ont eu lieu durant les trois mois de canicule (juin, juillet et août) dont le déroulement et les caractéristiques sont précisées en § 10.2.1. Un seul écroulement a été observé en 2005, celui des Drus, de très loin le plus important de tous les écroulements documentés depuis la fin du PAG (fig. 10.4). Il s’est produit en tout début d’été, les 29 et 30 juin. Ce mois de juin fut particulièrement pluvieux, surtout durant la première moitié et, sans atteindre les valeurs de 2003, il fut relativement chaud (16.2°C en moyenne à Chamonix ; fig. 10.7), surtout en fin de mois. Quatre autres écroulements ont enfin eu lieu durant les étés 2007 et 2009. Ces deux années ont respectivement été les 8e et 4e années les plus chaudes jamais enregistrées à Chamonix. Sans être caniculaire, l’été 2007 a été assez chaud sur toute sa durée (15.3°C en moyenne à Chamonix en juin, 15.8°C en juillet et 15.3°C en août). L’été 2009 a connu une période chaude toute aussi longue mais avec des valeurs de température beaucoup plus hautes, en août en particulier (15.5°C en juin, 17.6°C en juillet et 18.3°C en août). Les deux écroulements de 2009 se sont produits au cours de ce mois d’août caniculaire.


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Fig. 10.5 – Evolution comparée du climat à Chamonix-Le Bouchet (1040 m) et des écroulements rocheux de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix (données météorologiques : Météo-France). A : anomalie des MAAT par rapport à la moyenne 1951-1980 ; B : anomalie des températures moyennes des trois mois les plus chauds (juin-juillet-août ou juillet-aout-septembre) par rapport à la moyenne 1951-1980 ; C : nombre d’écroulements par an et par décennie. Traits noirs : tendances (régressions linéaires, décennale pour C) ; barres avec nombre en C : écroulement non datés précisément. Comparative evolution of climate in Chamonix-Le Bouchet (1040 m a.s.l.) and rockfalls in the West face of the Drus and on the North side of the Aiguilles de Chamonix. A: MAAT anomaly compared to the mean 1951-1980; B: mean air temperature anomaly of the three warmest months (June-July-August or July-August-September) compared to the mean 1951-1980; C: number of rockfalls per decade and per year. Black lines: trends (linear regressions, decadal for C); wide bars with number in C: rockfalls not precisely dated.

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Fig. 10.6 – Relation entre fréquence cumulée et volume (de 500 à 65 000 m3) des écroulements du versant nord des Aiguilles de Chamonix entre 1862 et 2009. Relationship between cumulative frequency and volume (from 500 to 65 000 m3) of the rockfalls, on the north side of the Aiguilles de Chamonix, between 1862 and 2009.

Fig. 10.7 – Températures moyennes mensuelles de l’air et cumuls mensuels de précipitation à Chamonix, pour la période 1995-2004 et pour 2005 (station météorologique Météo France du Bouchet, 1042 m, 5 km à l’ouest des Drus). Mean monthly air temperature and monthly total rainfall in Chamonix, for the period 1995-2004 and for 2005 (Le Bouchet meteorological station, 1042 m a.s.l., 5 km west of Les Drus).


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Chapitre 10

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10.2 – Climat et dynamique actuelle des parois du massif du Mont Blanc

L’analyse de l’évolution des Drus et des Aiguilles de Chamonix a montré la concomitance entre les écroulements et les périodes les plus chaudes du XXe siècle. Cette section présente l’analyse de cette relation à une échelle plus fine, sur un secteur d’étude élargi (tout ou majeure partie du massif du Mont Blanc).

10.2.1 – Conditions climatiques des étés 2003, 2007, 2008 et 2009

A Chamonix, les données Météo France indiquent que les années 2003, 2007, 2008 et 2009 sont respectivement les 3e, 8e, 9e et 4e années les plus chaudes depuis 1934 – et vraisemblablement depuis la fin du PAG. Au regard de l’évolution des Drus et des Aiguilles de Chamonix, plus que les MAAT, ce sont les températures estivales qui semblent contrôler la stabilité des parois. L’année 2003 et les trois années de notre recherche doctorale ont respectivement connu le 1er, 12e, 25e, et 3e été le plus chaud depuis ces mêmes dates. Dans la région du Mont Blanc en 2003, après un une fin d’hiver et un début de printemps assez doux (fig. 10.9), les températures du mois de mai ont continué à augmenter vers de fortes valeurs. En juin, le soleil et une température élevée ont largement dominé, avec des records de durée d’ensoleillement et de chaleur. En juillet, après un court répit en début de mois, la canicule s’est imposée de nouveau, avec des valeurs sans précédent durant la deuxième décade de juillet. La fin de mois est restée très chaude, ponctuée d’orages. En août, la canicule s’est poursuivie jusqu’à l’épisode orageux du 28 au 31 août. Finalement, l’été 2003 fut le plus chaud jamais enregistré par les stations météo à Chamonix (fig. 10.4), dans les Alpes et en Europe (Beniston, 2004 ; Schär et al., 2004). Dans le massif du Mont Blanc, entre le 1er juin et le 31 août, 83 journées ont vu l’isotherme 0°C au-dessus de 3500 m d’altitude, dépassant même l’altitude de 4800 m le 2 août (fig. 10.8). Début août, pendant 16 jours, les températures sont restées positives (y compris la nuit) à l’Aiguille du Midi (3842 m). La durée d’insolation annuelle a été largement supérieure à la moyenne, 2003 étant l’année la plus ensoleillée de la période 1989-2003. Malgré le très beau temps qui a perduré tout au long de la saison, l’été 2003 est resté dans les mémoires comme très défavorable à la pratique de l’alpinisme. En effet, les fortes températures ont empêché tout regel nocturne de la neige, les rimayes sont devenues infranchissables, et les écroulements rocheux se sont multipliés, rendant également les itinéraires rocheux dangereux.

Fig. 10.8 – Altitude de l’isotherme 0°C dans la région du Mont Blanc entre le 1er juin et le 31 août 2003 (données Météo France). Seuls 5 jours ont été caractérisés par un isotherme 0°C en dessous de 3000 m d’altitude, quand il a atteint ou dépassé 4000 m d’altitude pendant 54 jours. Elevation of the 0°C isotherm in the region of the Mont Blanc between the 1st June and the 31 August 2003. Only 5 days were characterized by an isotherm below 3000 m a.s.l., and 54 days with an isotherm at 4000 m a.s.l.or above.

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En 2007, le printemps a été particulièrement pluvieux, tout comme juillet et août (fig. 10.9). Les températures de l’été sont restées assez basses, avec un recul de 0.5 à 1.5 °C en moyenne par rapport aux normales. Quelques belles journées ont toutefois jalonné l’été, notamment au milieu du mois de juillet. En 2008, après du beau temps chaud début mai, la deuxième moitié du mois et la première moitié de juin ont été marquées par un temps très mauvais mais assez doux. Il n’avait pas fait aussi mauvais à cette époque de l’année depuis au moins 30 ans. La seconde moitié de juin a été chaude et bien ensoleillée. En juillet, les précipitations ont été excédentaires. Les températures ont été normales durant la seconde moitié du mois, plus fraiches durant la première moitié. Les précipitations ont également été excédentaires en août, mais sans excès. Elles se sont en grande partie produites durant la seconde décade, lors de laquelle les températures ont été assez basses. Les températures du reste du mois ont été davantage conformes à la normale. La première moitié du mois de septembre a été très pluvieuse, la seconde plus sèche et très froide. Après un printemps presque estival, les précipitations de juillet 2009 ont été abondantes sur la région du Mont Blanc, et les températures un peu plus chaudes que la normale (+1°C). L’ensoleillement du mois d’août a été très élevé, avec des températures chaudes (+2°C par rapport à la normale ; fig. 10.9), voire caniculaires les 18, 19 et 20. En septembre, les précipitations ont été très faibles et la chaleur est restée de mise, surtout en fin de mois, avec un bilan mensuel de +2°C.

Fig. 10.9 – Températures moyennes mensuelles et cumuls mensuels de précipitations à Chamonix-Le Bouchet (données Météo France) pour la période 1951-1980 et pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009. Mean monthly air temperature and monthly total rainfall in Chamonix for the period 1951-1980 and for the years 2003, 2007, 2008 and 2009.


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Chapitre 10

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10.2.2 – Conditions climatiques et occurrence des écroulements récents

a – En 2003

Compte tenu des méthodes employées pour documenter les écroulements de 2003, quasiment aucune date précise n’est disponible pour ceux-ci. Toutefois, les témoignages des guides et gardiens de refuge s’accordent sur le fait que l’essentiel – pour ne pas dire la totalité – de ces 182 écroulements se sont produits durant les mois de juin, juillet et août, c'est-à-dire durant les trois mois qu’a duré la vague de chaleur qui a affecté les Alpes et plus généralement l’Europe. Ces fortes chaleurs, enregistrées par la très haute altitude des isothermes 0°C, sont très vraisemblablement à l’origine du grand nombre d’écroulements déclenchés en 2003. Le rôle éventuel des précipitations ne doit toutefois pas être écarté, car si elles n’ont pas atteint des valeurs exceptionnelles à Chamonix, elles ont été de 106.7 mm en juin, 103.8 mm en juillet, 139.6 mm en août, or les moyennes (période 1974-2003) sont respectivement de 133.8 mm, 112.0 mm et 112.4 mm. Il est à noter également qu’elles se sont concentrées lors d’orages.

b – En 2007, 2008 et 2009

Les écroulements de l’année 2007 ont débuté dès le 17 janvier, alors que les températures étaient très douces pour la saison. Deux écroulements ont eu lieu au printemps mais n’ont pas été datés avec précision. Quatre écroulements se sont ensuite produits au cours du mois de juin, huit en juillet, une dizaine en août et une vingtaine en septembre. L’essentiel des écroulements se sont donc produits au cours des trois mois les plus chauds de l’année. Seuls 8 des 45 écroulements de 2007 ont pu être datés précisément. Il est donc délicat de tirer des conclusions quant aux conditions climatiques des jours de déclenchement. Deux écroulements ont eu lieu alors que la température moyenne journalière de l’air (MDAT pour Mean Daily Air Temperature) à l’altitude de la cicatrice était probablement inférieure à -1°C et que les précipitations étaient très faibles voire nulles (fig. 10.10 et fig. 10.11), tandis que dans 7 cas sur 8, les températures ont augmenté au moins au cours des deux derniers jours précédant les écroulements (fig. 10.10). Le plus gros écroulement de 2007 (hormis celui de la Dent de Jétoula déclenché à basse altitude), celui de la Tour des Grandes Jorasses, a eu lieu le 30 septembre. Les deux écroulements suivants en termes de volume, se sont également produits assez tardivement (fin août ou début septembre). En 2008, aucun des 22 écroulements n’a été observé avant le mois de juin. Par contre, une dizaine a été recensé ce mois-là, plus précisément durant sa deuxième moitié, marquée par des températures particulièrement élevées, y compris en altitude (fig. 10.12). Deux écroulements seulement ont ensuite été observés en juillet, mois relativement frais. Neuf écroulements se sont enfin produits au cours du mois d’août, puis un seul en septembre. Les écroulements de 2008 se sont donc exclusivement produits durant l’été. 4 des 5 écroulements précisément datés se sont produits alors que les MDAT étaient positives, même si là encore le faible nombre d’événements précisément datés invite à la prudence. Comme en 2007, le plus gros écroulement, à l’Aiguille de Tré-la-Tête, s’est produit le plus tard dans l’année (10 septembre). Au cours de l’année 2009, 72 écroulements ont été recensés entre le 22 avril et le 20 octobre. Après l’écroulement du mois d’avril qui s’est produit avec des températures bien supérieures aux normales saisonnières, il a fallu attendre le 14 juin puis le 23 juillet pour observer les écroulements suivants. Celui du 14 juin et les deux du 23 juillet se sont produits alors que les MDAT étaient largement positives, avec un 14 juin sec et près de 20 mm de pluie à Chamonix le 23 juillet. Le mois de juillet fut marqué par un troisième écroulement, le 27, avec une MDAT là encore très largement positive. Après ce début d’été assez calme, la morphodynamique du mois d’août – le plus chaud depuis 2003 – a ensuite été très intense (40 à 50 écroulements), en particulier durant sa deuxième quinzaine (fig. 10.13). Cette activité s’est poursuivie au mois de

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septembre (une vingtaine d’écroulements), au cours duquel les températures sont restées assez élevées. De début août à mi-septembre, l’ensemble des écroulements précisément datés (32 événements) a eu lieu avec des MDAT positives, le plus souvent en l’absence de précipitations à Chamonix (fig. 10.10). Une nouvelle fois, les écroulements se sont concentrés sur la période la plus chaude de l’année (fig. 10.13). Les trois derniers écroulements précisément datés de 2009 se sont produits avec des températures globalement plus fraîches, mais pour deux d’entre eux, les MDAT s’étaient élevées au cours des deux jours précédant leur déclenchement (fig. 10.10). Cela correspond à une caractéristique assez générale des écroulements de 2009, puisque 28 des 40 écroulements précisément datés se sont produits dans le même contexte (fig. 10.10).

Fig. 10.10 – Conditions météorologiques des jours où se sont produits les écroulements précisément datés de 2007, 2008 et 2009 et des 10 jours qui ont précédé. Colonnes vertes : cumuls journaliers de précipitations à Chamonix-Le Bouchet (données Météo France) ; totaux en gras. Colonnes jaunes : températures moyennes journalières de l’air estimées au niveau des cicatrices en combinant les températures enregistrées à l’Aiguille du Midi (3842 m ; données Météo France) et un gradient thermique altitudinal de -0.67°C/100 m ; moyennes en gras. Pour chaque événement, la colonne de droite représente cette température estimée selon le code couleur suivant : bleu foncé pour < -2°C, bleu pour -2 à 0°C, jaune pour 0.1 à 2°C, orange pour > 2°C. Flèches rouges : réchauffement durant les deux jours qui ont précédé l’événement. Weather estimated for days when precisely dated collapses occurred in 2007, 2008 and 2009 and for the 10 days prior. Green columns: daily precipitation totals at Chamonix-Le Bouchet (1042 m); totals in bold. Yellow columns: mean daily air temperatures at scars estimated by combining a lapse rate of -0.67°C/100 m with the temperatures recorded at the Aiguille du Midi (3842 m); averages in bold. For each event, the right column represents the estimated temperatures according to the following colour code: dark blue for < -2°C, blue for -2 to 0°C, yellow for 0.1 to 2°C, orange > 2°C. Red arrows: warming during the two days preceding the event.


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Fig. 10.11 – Températures moyennes journalières de l’air à l’Aiguille du Midi (3842 m, données Météo France ; pas de donnée avant février 2007) et cumuls journaliers de précipitations à Chamonix-Le Bouchet (données Météo France) pour l’année 2007. Les flèches indiquent les jours où un ou plusieurs écroulements ont eu lieu, avec la valeur de température ou de précipitations de ces jours-là. Mean daily air temperature at the Aiguille du Midi (3842 m; no data before February 2007) and daily total rainfall in Chamonix-Le Bouchet for the year 2007. Arrows indicate the days when one or several collapses occurred, with the value of temperature and rainfall for these days.

Fig. 10.12 – Températures moyennes journalières de l’air à l’Aiguille du Midi (données Météo France) et cumuls journaliers de précipitations à Chamonix-Le Bouchet (données Météo France) pour l’année 2008. Les flèches indiquent les jours où un ou plusieurs écroulements ont eu lieu, avec la valeur de température ou de précipitations de ces jours-là. Mean daily air temperature at the Aiguille du Midi (3842 m) and daily total rainfall in Chamonix-Le Bouchet for the year 2008. Arrows indicate the days when one or several collapses occurred, with the value of temperature and rainfall for these days.

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Fig. 10.13 – Températures moyennes journalières de l’air à l’Aiguille du Midi (données Météo France) et cumuls journaliers de précipitations à Chamonix-Le Bouchet (données Météo France) pour l’année 2009. Les flèches indiquent les jours où un ou plusieurs écroulements ont eu lieu, avec la valeur de température ou de précipitations de ces jours-là. Mean daily air temperature at the Aiguille du Midi and daily total rainfall in Chamonix-Le Bouchet for the year 2009. Arrows indicate the days when one or several collapses occurred, with the value of temperature and rainfall for these days. 10.3 – Précipitations et pressions interstitielles : un facteur difficile à apprécier

Selon de nombreux auteurs (e.g. : Sowers et Royster, 1978 ; Erismann et Abele, 2001 ; Chapeau et Durville, 2005 ; Guglielmi, 2008 ; Fischer et al., 2010), la hausse des pressions interstitielles liées aux circulations d’eau dans les fractures des parois rocheuses constitue un facteur majeur d’instabilité. Cette eau, qui provient essentiellement des précipitations, peut percoler très rapidement dans les massifs rocheux via le réseau de fractures ouvertes. Il faut noter que la proportion des pluies tend à augmenter en haute montagne du fait du réchauffement climatique. Cette circulation peut-être différée dans le temps lorsqu’il s’agit de chutes de neige (fusion nécessaire). La présence d’eau dans les fractures des parois rocheuses dépend de la topographie des faces, de la température, et des propriétés hydrogéologiques des massifs rocheux. Selon Piteau et Peckover (1978), Terzaghi (1962), Serafim (1968), Müller (1964) ou Giani (1992), l’eau présente dans un versant rocheux peut modifier sa stabilité en affectant physiquement et chimiquement les matériaux qui remplissent les fractures – modifiant ainsi la résistance au cisaillement de ces matériaux – et/ou en exerçant des pressions hydrostatiques au sein des fractures, réduisant ainsi la résistance au cisaillement de celles-ci. Des mesures piézométriques en parois (Watson et al., 2004) ont montré que la distribution des pressions est très complexe, tout en restant dépendante de la fracturation. Les flux d’eau interstitielle restent difficiles à analyser quantitativement (Hantz et al., 2003). En haute montagne, quelques études ont montré que les pressions hydrauliques ont favorisé le déclenchement d’écroulements (Huggel, 2008 ; Huggel et al., 2008 ; Fischer et al., 2010). Dans le cadre de cette thèse, ce rôle a été difficile à appréhender en raison d’un manque de modélisation numérique (type UDEC par exemple ; Itasca, 2004).


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Chapitre 10

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Deux cas suggèrent néanmoins le rôle de ce facteur. Durant l’été 2003, les précipitations sont très loin d’avoir atteint des valeurs exceptionnelles à Chamonix mais n’ont pas été réduites pour autant (106.7 mm en juin, 103.8 mm en juillet, 139.6 mm en août, tandis que les moyennes de la période 1974-2003 pour les mêmes mois sont respectivement 133.8 mm, 112.0 mm et 112,4 mm). De plus, elles ont été concentrées lors d’orages assez intenses, ce qui a pu participer à l’augmentation des pressions interstitielles. Le second exemple est celui de l’écroulement des Drus de juin 2005. Si l’écroulement s’est produit au terme d’un mois où la chaleur s’est progressivement accrue, les cumuls de précipitations ont été relativement importants (cf. : fig. 10.7). Ces précipitations se sont concentrées sur quatre jours par ailleurs très chauds (fig. 10.14), ce qui leur a permis de tomber sous forme de pluie jusque très haut en altitude (jusqu’à plus de 3800 m probablement). En plus de l’eau qui a pu pénétrer dans les fractures qui ont contrôlé l’écroulement, ces conditions climatiques ont très certainement provoqué la fusion du petit névé généralement encore présent à cette saison au niveau de l’épaule du pilier Bonatti. Les pressions interstitielles qui en ont découlé ont pu participer au déclenchement de l’écroulement. Lors des premiers écroulements du 29 juin, des écoulements ont été observés dans les cicatrices d’arrachement successives – la qualité des photographies ne permettant pas pour autant d’observer la présence éventuelle de glace (ph. 10.1.A). Durant plusieurs semaines après l’écroulement, des décharges d’eau ont été observées dans différents secteurs de la face ouest des Drus, en particulier dans le tiers supérieur (ph. 10.1.B-C) et inférieur de la cicatrice en l’absence de précipitations importantes. Ce dernier élément met en évidences des circulations d’eau au sein des fractures de la roche et tend à indiquer que cette eau provient de la glace interstitielle en dégel.

Fig. 10.14 – Cumuls journaliers de précipitations et températures moyennes journalières au cours du mois de juin 2005 à Chamonix-Le Bouchet (1040 m ; données Météo-France) avant l’écroulement des Drus des 29 et 30 juin. Cumulative daily precipitation and mean daily temperatures during the month of June 2005 in Chamonix before the Drus little rock avalanche of the 29 and 30 June.

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Ph. 10.1 – Ecoulements d’eau observés dans la face ouest des Drus le 29 juin 2005 à 14h30 (A ; ph. : S. Alleguede) et plusieurs semaines après l’écroulement du 29-30 juin 2005 dans la partie sommitale de la cicatrice (B) et dans des secteurs non affectés par l’écroulement (C ; ph. : C. Profit). Flows of water observed in the west face of the Drus on the 29 June 2005 (A) and several weeks after the little rock avalanche of the 29-30 June 2005 (B: in the uppermost part of the scar; C: in areas not affected by the collapse). Conclusion du Chapitre 10

Dans les Drus, le facteur climatique et plus particulièrement thermique semble majeur dans le déclenchement des écroulements survenus depuis la fin du PAG. La concomitance entre leur occurrence et les périodes les plus chaudes en atteste. Le grand écroulement du 29 juin 2005 a pu quand à lui être favorisé par la conjonction de la chaleur et de précipitations élevées entrainant ainsi de fortes pressions interstitielles. Le rôle du climat est également démontré par l’analyse des 42 écroulements documentés sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix durant la même période : il existe une très bonne corrélation entre les écroulements et les périodes les plus chaudes de la période d'étude. 70 % des écroulements ont eu lieu au cours des deux dernières décennies, caractérisées par une accélération du réchauffement climatique, et la fréquence maximale des écroulements a été observée au cours de la canicule de l’été 2003. De manière générale, les périodes caniculaires constituent des périodes particulièrement propices aux écroulements. Il y a également concomitance entre les écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009 et les conditions climatiques, en particulier thermiques, de ces années-là. 139 écroulements ont été documentés entre 2007 et 2009 dans le massif du Mont Blanc, dont 53 précisément datés (38 %). Parmi ceux-ci, 51 (96 %) se sont produits entre juin et septembre, c'est-à-dire durant les mois les plus chaud de l’année. Les périodes particulièrement chaudes de type canicule apparaissent ici aussi comme les plus favorables au déclenchement d’écroulements. L’été caniculaire 2003, avec ses MDAT positives jusque très haut en altitude, a engendré une morphodynamique extrême. Dans la partie du massif couverte par le réseau d’observation, 152 écroulements ont été recensés en 2003 (sur un total de 182). L’année 2003 a ainsi été exceptionnelle en termes d’écroulements (Keller, 2003 ; Schiermeier, 2003 ; Gruber et al., 2004b ; Vonder Mühll et al., 2007). Les orages intenses de l’été 2003 ont pu entrainer des pressions interstitielles importantes, participant au déclenchement des écroulements. Enfin, il est intéressant de constater que 38 des 53 écroulements (72 %) précisément datés de 2007, 2008 et 2009 se sont produits au terme d’une période de réchauffement des MDAT d’au minimum deux jours.


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Chapitre 10

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Tout en discutant les facteurs de prédisposition au déclenchement des écroulements (topographie, géologie), le dernier chapitre devra montrer si la dégradation du permafrost, favorisée par les fortes températures, constitue effectivement l’intermédiaire le plus vraisemblable entre climat et écroulement. Il devra en outre discuter le rôle des autres facteurs de déclenchement sensibles aux fluctuations climatiques tels que l’évolution des glaciers et celle des couvertures glacio-nivales de certaines faces du massif du Mont Blanc.


The role of the permafrost degradation in the rockfall trigger

- Topographic and geological factors are highlighting the importance of permafrost in rockfall trigger

The knowledge of rockwalls distribution in the Mont Blanc massif (fig. 11.1-2) is

essential to avoid possible interpretation bias, as rockfalls don’t follow the same distribution. The average rockwalls elevation is around 3 000 m a.s.l. whereas the average elevation of rockfall scars is much higher (tab. 11.1). Although rockwalls are very common below 3 000 m a.s.l., relatively very few collapses occur there. These elements indicate that the main triggering factor(s) is(are) not ubiquitous. The most affected altitudinal belt is 3 200-3 600 m a.s.l. (fig. 11.5-6), which corresponds to areas of "warm" permafrost (with fast degradation). Moreover, observations show that the hotter the summer, the higher the scar elevations, and that there is a sharp contrast in the scar elevations between north and south faces (fig. 11.11), which is consistent with permafrost distribution and evolution. Rockfalls distribution considering aspect is regardless of rockwalls distribution (fig. 11.8-9). A great number of collapses occur on NW faces, where permafrost is very present (fig. 11.12). The major activity on these NW rockwalls is largely confirmed by recent rockfalls at the Drus and at the Aiguilles de Chamonix. Finally, we observe that rockfalls especially occur under topographies that are particularly affected by permafrost degradation, such as pillars (fig. 11.10), spurs and ridges.

The geological parameters that affect rockfalls are of two types: the tectonic structures and the seismic activity. The main fractures families leading to rockfalls follow the major tectonic directions which overlap in the massif. For rockfalls triggered without high temperatures at the Drus and the Aiguilles de Chamonix, the seismic activity often plays an important role (cf. tab. 11.2). It should also be noted that erosion rates calculated in the Mont Blanc massif are often much higher than those calculated in mountainous regions without permafrost (tab. CP3.4). - Permafrost degradation: the main rockfall triggering factor

In addition to the fact that topographic and geological factors suggest an important role of permafrost on rockfalls, its degradation appears to be the most likely triggering factor for many other reasons:

- the other cryospheric factors, which are glacial debuttressing (fig. 11.14 and ph. 11.1) and evolution of ice/snow rockwall covers (fig. 11.15), which are also temperature-dependent, may only explain a little part of the rockfalls. Furthermore, it is sometimes difficult to distinguish between rockfalls linked to glacial debuttressing or to ice/snow cover retreat and rockfalls due to permafrost degradation, as both factors are often very closely related and both favoured by summer temperatures;

- almost all of the recorded rockfalls (98 %) occurred in a context of possible or likely permafrost (fig. 11.16-17);

- in the west face of the Drus and on the north side of the Aiguilles de Chamonix, a very good correlation was observed between dates of collapses and periods the most favourable to permafrost degradation;

- rockfalls occur primarily during summer time, which is prone to permafrost degradation; - among the 2007-2009 collapses, massive ice was observed in at least 22 scars;

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- summer 2003 rockfalls were unusually numerous and could mainly be explained by permafrost degradation only (fig. 11.18);

- for the largest identified rockfalls – e.g. June 2005 in the Drus – the setting up of a thaw corridor under permafrost degradation may have predisposed the rockwalls to collapse.

- Instability configurations and associated mechanisms of permafrost degradation

This work confirms the fact that rockfalls triggered in relation to permafrost degradation differ in space (volume) and time, according to the three main types of permafrost degradation (fig. 11.20):

- immediately after the disappearance of the ice/snow covers, very superficial rockfalls can occur due to the formation of an active layer. These collapses occur easily as affected sectors are often highly fractured;

- deeper detachments (several meters thick) then occur because of the deepening of the active layer;

- later, deep detachments (several decameters) may occur as a result of permafrost degradation in depth by gradually rising temperatures (slow reaction of the depth temperatures with the increasing surface temperatures) or by forming thaw corridors (quick phenomenon).

It is to note that during the ice/snow cover shrinkage, many but small detachments can occur. Anyway, the interpretation of local morphodynamics requires the integration

of geomorphological heritages (presence of glaciers or ice and snow covers, other occurrences of rockfalls, context of overhangs, etc.).

Chapitre 11

Le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement

des écroulements

La stabilité des parois rocheuses est influencée par des facteurs statiques (ou facteurs de prédisposition) et dynamiques (ou facteurs de déclenchement). Les facteurs statiques correspondent à la topographie et à la géologie (lithologie et structure tectonique). En haute montagne, les principaux facteurs dynamiques (Evans et Gardner, 1989 ; Deline, 2002) sont (i) l’activité sismique (Whalley, 1974 ; Wieczorek, 1996 ; Wasowski et Del Gaudio, 2000 ; Becker et Davenport, 2003), (ii) la décompression post-glaciaire liée à l’évolution des glaciers (André, 1997 ; Benn et Evans, 1998 ; Scavia et al., 1999 ; Cossart, 2002 ; Ballantyne, 2002), et (iii) la dégradation du permafrost (Evans et Clague, 1994 ; Davies et al., 2000, 2001 et 2003 ; Gruber et Haeberli, 2007 ; Guenzel, 2008). A ces trois principaux facteurs s’ajoutent l’hydrologie discutée en § 10.3 et souvent liée au permafrost en haute montagne (Fischer et Huggel, 2008 ; Fischer et al., 2010 ; Huggel et al., 2010) ainsi que l’évolution des couvertures glacio-nivales des parois. La modification progressive ou soudaine d’un ou plusieurs de ces facteurs peut entraîner celle de la stabilité des parois et le déclenchement d’écroulements. Parmi ces facteurs, ceux cryosphériques (glaciers, couvertures glacio-nivales et permafrost) sont ceux affectés par le réchauffement climatique ; ce sont donc les plus susceptibles d’expliquer l’étroite relation entre les écroulements et les températures de l’air. Ce chapitre se propose d’évaluer le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements relevés dans le massif du Mont Blanc par les différentes méthodes mises en œuvre dans le cadre de cette thèse. Pour cela, nous allons dans un premier temps montrer en quoi les conditions topographiques et géologiques de déclenchement des écroulements participent du contexte dans lequel la dégradation du permafrost peut être à l’origine du déclenchement des écroulements. Dans un deuxième temps, nous développerons sur le fait que le retrait des glaciers et des couvertures glacio-nivales ne peut expliquer qu’une faible part des écroulements recensés. Nous montrerons enfin que la relation entre les écroulements et les températures de l’air est principalement dépendante de la dégradation du permafrost. 11.1 – Contexte topographique et géologique du contrôle du déclenchement des écroulements par la dégradation du permafrost

11.1.1 – Ecroulements, topographie et dégradation du permafrost

Les écroulements rocheux sont en premier lieu la conséquence d’une topographie raide. En effet, en deçà d’un certain angle de pente (37° environ), les versants rocheux sont beaucoup plus stables. Les valeurs de pente – mais également les altitudes, les orientations et les géométries – favorables au déclenchement d’écroulement sont ici appréhendés afin de mettre en avant les différents liens avec les écroulements. Cela nous permettra de montrer en quoi la relation entre la topographie et les écroulements permet de mettre en évidence le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements.

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Chapitre 11

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a – Distribution des parois rocheuses dans le massif du Mont Blanc

Avant d’étudier les différents paramètres topographiques en tant qu’éventuels facteurs de

prédisposition aux écroulements et par la suite, éventuellement, en tant qu’indicateurs de paramètres de déclenchement (une ubiquité altitudinale dans le déclenchement des écroulements révèlerait par exemple un rôle réduit des facteurs cryosphériques), il importe de connaître la distribution des parois en fonction de ces paramètres pour éviter d’éventuels biais d’interprétation. Un MNT propre aux parois rocheuses (fig. 11.1) a été réalisé via ArcGIS. Au MNT général du massif dont nous disposons ont été soustraites les surfaces couvertes de glaciers, évaluées à partir de la base de données européenne Corine Land Cover (2000). Puisque nos travaux se concentrent sur les parois rocheuses péri- et supra-glaciaires, les secteurs situés en dessous de 2000 m d’altitudes ont été exclus. Ont également été écartés tous les secteurs caractérisés par un angle de pente inférieur à 37°, valeur considérée comme seuil de stabilité. Les parois rocheuses correspondent à 23 % (85 km2) du MNT original (370 km2).

Fig. 11.1 – Obtention d’un Modèle Numérique de Terrain (MNT) des parois rocheuses de la partie centrale du massif du Mont Blanc à partir du MNT général de la partie centrale du massif du Mont Blanc auquel sont retirés les secteurs couverts de glaciers, les secteurs dont l’altitude est inférieure à 2000 m, et les pentes d’un angle inférieure à 37°. Obtaining a Digital Elevation Model (MNT) of the rockwalls of the central part of the Mont Blanc massif from a general MNT of the central part of the massif from which are removed the areas covered by glaciers, the areas below 2000 m a.s.l., and the areas with a slope angle lower than 37°. Ce MNT souligne que les parois rocheuses ne sont pas distribuées de manière homogène. La figure 11.2.A présente la distribution des parois en fonction de l’altitude, calculée selon des incréments de 100 m. La surface des parois croît depuis la tranche altitudinale 2000-2100 m (3.5 km2) jusqu’à la tranche 3200-3300 m (5.9 km2). Elle décroît ensuite fortement jusqu’à 4000-4100 m (0.7 km2) puis plus lentement jusqu’à 4700-4800 m (0.0005 km2). Plus de la moitié des parois étudiées sont ainsi situées entre 2000 et 3000 m d’altitude. En ce qui concerne la distribution des parois en fonction de l’angle de pente (fig. 11.2.B), calculée selon des incréments de 1°, la surface des parois augmente entre 38 et 47° puis décroît ensuite régulièrement jusqu’à 85°. Enfin, la majorité des parois rocheuses (58 %) est orientée W à SE (fig. 11.2.C) vraisemblablement en raison de la structure géologique du massif. Les surfaces les moins nombreuses sont celles des parois orientées N et NE.

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Le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements

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Fig. 11.2 – Distribution des parois rocheuses dans la partie centrale du massif du Mont Blanc. A : distribution des parois en fonction de l’altitude ; B : distribution des parois en fonction de l’angle de pente ; C : distribution des parois en fonction de l’orientation. Rockwalls distribution in the central part of the Mont Blanc massif. A: rockwalls distribution according to elevation; B: rockwalls distribution according to slope angle; C: rockwall distribution according to aspect.

b – L’angle de pente

La pente est un facteur fondamental dans le déclenchement des écroulements, même si les pentes les plus raides ne produisent pas nécessairement les plus grandes instabilités (Santi et al., 2009). Ce paramètre a souvent été pris en compte dans les analyses de rupture (Donati et Turrini, 2002 ; Ruff et Czurd, 2008 ; Ruff et Rohn, 2008). Compte tenu de la résolution du MNT utilisé, il est probable que les angles de pente des écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009 soient plus faibles qu’en réalité (Fischer, 2009). Ainsi, l’écroulement de la Tour Ronde de 2007 se serait produit au niveau d’une paroi dont l’angle de pente est de 56° selon le MNT. L’étude du MNT à haute résolution d’avant-rupture acquis par TLS montre un secteur d’origine incliné à 72°. En général, les écroulements relevés par TLS se sont produits dans les secteurs les plus raides des faces suivies. La distribution des écroulements en fonction de l’angle de pente du secteur d’origine (fig. 11.3) pour 2003, 2007, 2008 et 2009 indique qu’à partir d’un angle de pente de 48° environ, le nombre d’écroulements décroît aussi régulièrement que la surface des parois. En dessous de 48° en revanche, le nombre d’écroulements est inférieur à ce qui est attendu. Les fréquences des écroulements sont maximales dans les parois dont l’angle de pente est compris entre 48 et 58°. En comparant les fréquences maximales des parois et des écroulements, on observe un décalage de 5 à 10 degrés environ (fig. 11.4). Le pic d’écroulements se produit au niveau de pentes plus raides que celles qui connaissent les fréquences maximales. Enfin, quelle que soit l’année, les écroulements se distribuent de manière similaire selon l’angle de pente. Ainsi, les écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009 se sont en moyenne produits dans des pentes inclinées à 55°, 56°, 53° et 55° respectivement (tab. 11.1). De même, chaque année, les extrêmes sont sensiblement similaires.


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Chapitre 11

258

Drus (8)

Aig. de Chamonix

(42)

2003 (182)

2007 (45)

2008 (22)

2009 (72)

TLS (69)

moyenne 56 55 53 55 médiane 55 56 53 55 Pente

(°) extrêmes 37 - 78 38 - 77 40 - 72 37 - 75 moyenne 3350 3130 3470 3253 3248 3365 3656 médiane 3350 3170 3460 3270 3270 3415 3575 extrêmes 3150 - 3565 2615 - 3470 2645 - 4160 2700 - 3830 2720 - 3640 2225 - 3965 3270 - 4165

Altitude (m)

écart-type 125 210 250 262 256 279 243

Tab. 11.1 – Propriétés statistiques du contexte topographique de déclenchement des écroulements – et éboulements/chutes de blocs pour la méthode TLS – (nombre entre parenthèses) relevés dans la face ouest des Drus et sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix entre 1860 et 2009, dans tout le massif du Mont Blanc en 2003, dans la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et au niveau des parois suivies par TLS entre 2005 et 2009. Statistical properties of the topographic context of trigger of rockfall – or boulder falls for the TLS method – (numbers in parentheses) recorded in the west face of the Drus and on the north side of the Aiguilles de Chamonix between 1860 and 2009, in the Mont Blanc massif in 2003, in the central part of the Mont Blanc massif from 2007 to 2009, and on rockwalls surveyed TLS between 2005 and 2009.

Fig. 11.3 – Nombre d’écroulements en fonction de l’angle de pente pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009 et pour l’ensemble de la période 2007-2009, et distribution des parois rocheuses. Number of rockfalls according to slope angle for the years 2003, 2007, 208 and 2009 and for the entire period 2007-2009, and rockwalls distribution.

Fig. 11.4 – Fréquence des parois rocheuses, des écroulements de 2003 et des écroulements de la période 2007-2009 en fonction de l’angle de pente. Frequency of the rockwalls, of the rockfalls of 2003 and of the rockfalls of the period 2007-2009 according to the slope angle.

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c – L’altitude

D’après le MNT des parois rocheuses, leur altitude moyenne est 2960 m. Les altitudes moyennes de déclenchement des écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009 sont bien supérieures : respectivement 3470 m, 3253 m, 3248 m et 3365 m (tab. 11.1). L’altitude moyenne des écroulements de 2003 est donc située 105 m plus haut que celle des écroulements de 2009, qui elle-même est située environ 220 m plus haut que l’altitude moyenne des écroulements de 2007 et de 2008. La tranche altitudinale la plus affectée par les écroulements est 3200-3600 m. L’altitude maximale de déclenchement en 2003 est très supérieure à celles de 2009 (+200 m), 2007 (+330 m), et 2008 (+520 m). Les altitudes minimales de 2003, 2007 et 2008 sont comparables (autour de 2700 m), tandis qu’en 2009, un écroulement s’est produit beaucoup plus bas en altitude (Mont Rouge de Peuterey, 2225 m), ce qui explique un écart-type plus important cette année-là (tab. 11.1). En toute logique, on observe globalement un décalage vers l’amont (de 200 m environ) du principal pic d’écroulements par rapport au pic de distribution altitudinale des parois rocheuses, situé entre 3200 m et 3300 m d’altitude (fig. 11.5). A partir de ce pic d’écroulements, le nombre d’écroulements décroît au fur et à mesure que décroît la surface des parois rocheuses. Alors que les parois rocheuses sont très fréquentes en dessous de 3000 m d’altitude, relativement peu d’écroulements s’y produisent (fig. 11.6) : 96 % des écroulements de 2003 (175 événements) et 89 % des écroulements de la période 2007-2009 (123 événements) se sont produits dans les parois situées au-delà de 3000 m d’altitude, bien qu’elles ne représentent que 48 % des parois rocheuses.

Depuis le début des campagnes topographiques à haute résolution en 2005, 69 détachements rocheux ont été relevés (tab. 11.1) mais seuls 6 d’entre eux correspondent à des écroulements. Les altitudes de ces détachements sont comprises entre 3455 et 3670 m (fig. 11.7), pour une altitude moyenne de 3565 m. Cette altitude est bien supérieure aux altitudes moyennes des écroulements de 2003 et a fortiori de 2007, 2008 et 2009. Cela s’explique par l’altitude moyenne élevée des parois scannées (3740 m), non représentatives des parois de plus basses altitudes (2000-3200 m).

Fig. 11.5 – Nombre d’écroulements en fonction de l’altitude pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009 et pour l’ensemble de la période 2007-2009, et distribution des parois rocheuses. Number of rockfalls according to elevation for the years 2003, 2007, 2008 and 2009 and for the entire period 2007-2009, and rockwalls distribution.


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Chapitre 11

260

Fig. 11.6 – Fréquence des parois rocheuses, des écroulements de 2003 et des écroulements de la période 2007-2009 en fonction de l’altitude. Frequency of the rockwalls, of the rockfalls of 2003 and of the rockfalls of the period 2007-2009 according to the elevation.

Fig. 11.7 – Distribution des parois suivies par TLS et des 6 écroulements relevés depuis 2005, en fonction de l’altitude et de l’orientation. Les parois n’ayant fait l’objet que d’un levé n’ont pas été intégrées. Distribution of the rockwalls monitored by TLS and of the rockfalls recorded since 2005, according to elevation and aspect. Rockwalls that have been surveyed only one time were not included.

d – L’orientation

Les écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009 se distribuent de manière assez variable en fonction de l’orientation des faces (fig. 11.8) et ne suivent pas ou peu la distribution des parois rocheuses. Les écroulements de 2003 suivent toutefois davantage la distribution de ces parois que ceux de la période 2007-2009 (fig. 11.9). En 2003, les faces sud ont été plus affectées que les faces nord – même si ces dernières ont connu un grand nombre d’écroulements –, au contraire de ce qui a été mentionné dans d’autres études (Gruber et al., 2004a ; Vonder Mühll et al., 2007). En 2007 et 2009, l’essentiel des écroulements s’est produit dans des faces NW, avec un petit pic d’écroulements toutefois dans les faces SE. En 2008, les faces les plus affectées par les

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écroulements ont été les faces nord. Cette importante activité dans les parois orientées de l’ouest au nord est très largement confirmée par l’évolution récente de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix. Les mesures TLS ont montré des écroulements se produisant principalement sur les faces est (fig. 11.7), mais ce résultat est biaisé par l’activité qui caractérise la face est de la Tour Ronde (5 des 6 écroulements).

Fig. 11.8 – Nombre d’écroulements en fonction de l’orientation pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009 et pour l’ensemble de la période 2007-2009, et distribution des parois rocheuses (en noir). Number of rockfalls according to the aspect for the years 2003, 2007, 2008 and 2009 and for the entire period 2007-2009, and rockwalls distribution (in black).

Fig. 11.9 – Fréquence des parois rocheuses, des écroulements de 2003 et des écroulements de la période 2007-2009 en fonction de l’orientation. Frequency of the rockwalls, of the rockfalls of 2003 and of the rockfalls of the period 2007-2009 according to the aspect.


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Chapitre 11

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e – Les géométries favorables aux écroulements

Il est difficile de connaître la topographie de pré-rupture pour l’ensemble des écroulements étudiés. L’étude des écroulements des Drus et des Aiguilles de Chamonix, ainsi que celle des écroulements relevés par TLS revêtent alors un grand intérêt pour caractériser des géométries favorables aux écroulements du fait de la disponibilité de données antérieures aux écroulements. Aux Drus, l’écroulement de 2005 a entraîné la disparition de la majeure partie du très raide pilier SW (pilier Bonatti). Avant cet écroulement, la face ouest présentait un gros surplomb (fig. 7.6), un contexte topographique qui engendre un fort appel au vide en partie responsable de 5 des 8 écroulements de la face ouest des Drus (fig. 11.10). Ce contexte de pré-rupture a également été observé pour au moins 7 écroulements dans les Aiguilles de Chamonix. Par ailleurs, une

topographie en pilier ou en éperon favorise le déclenchement d’écroulements : outre le pilier Bonatti aux Drus, une quinzaine d’écroulements se sont ainsi produits dans les Aiguilles de Chamonix, au niveau de piliers, d’éperons ou de proéminences rocheuses très marquées. Enfin, les crêtes semblent également favorables aux écroulements, comme le montrent 7 écroulements dans les Aiguilles de Chamonix, le plus caractéristique étant celui qui a conduit à la disparition de tout un sommet à proximité de l’Aiguille du Fou en 2003. Sans prendre en compte les volumes mis en jeu, les comparaisons des modèles 3D à haute résolution acquis par TLS confirment le fait que les géométries précitées sont particulièrement favorables aux ruptures. Parmi les 69 chutes de blocs, éboulements et écroulements (> 1 m3) relevés entre 2005 et 2009, au moins 18 ruptures ont affecté des secteurs très saillants (piliers, arêtes, blocs proéminents), 3 ruptures ont affecté des crêtes, et une vingtaine de volumes rocheux surplombants se sont détachés.

f – Mise en évidence du rôle de la dégradation du permafrost par la relation

écroulements/topographie

La topographie joue un rôle fondamental dans l’occurrence d’écroulements et parmi les caractéristiques topographiques qui favorisent les écroulements, certaines tendent à soutenir le rôle de la dégradation du permafrost comme principal facteur déclencheur. Sauf pour le cas particulier des écroulements reconnus par TLS, l’altitude moyenne des écroulements varie entre 3130 et 3470 m, ce qui correspond à des secteurs à permafrost « chaud » c'est-à-dire des secteurs pour lesquels les MAGST sont comprises entre 0 et -2/-3°C, jusqu’à -5°C pour certains auteurs (Lunardini, 1996). D’autres études ont montré que ce sont les secteurs les plus enclins à voir se développer des écroulements (i.e. Noetzli et al., 2003, 2006) car le permafrost s’y dégrade rapidement, étant le plus proche du point de fusion de la glace.

Fig. 11.10 – Modèle simplifié de l’écroulement progressif du pilier Bonatti aux Drus. Simplified model of the collapse of the Bonatti Pillar at the Drus.

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Toujours en ce qui concerne l’altitude de déclenchement des écroulements, on observe un fort contraste entre les faces nord et les faces sud. En cela, les écroulements qui affectent des faces exposées au sud se développent en moyenne beaucoup plus haut que ceux qui affectent des faces exposées au nord (fig. 11.11). Ainsi, en 2003, les écroulements des faces plutôt orientées au sud (SE, S et SW) se sont en moyenne produits 320 m plus haut en altitude que les écroulements des faces plutôt orientées au nord (NW, N et NE). Cette différence d’altitude a été de 255 m en 2007, de 175 m en 2008, et de 235 m en 2009. Cette valeur s’élève même à 350 m en 2003 en ne considérant que les écroulements déclenchés dans les faces nord et sud. Cette distribution particulière des écroulements s’explique par les températures des faces nord qui sont plus froides que celles des faces sud, puisque la distribution du permafrost est principalement gouvernée par les températures de surface (Noetzli et al., 2007b), en concordance avec les modèles de distribution des températures présentés en § 2.2.3.b. Ce contraste est d’autant plus marqué que l’été est chaud. Ainsi, il est en 2003 près de deux fois supérieure à sa valeur de 2008. Les étés les plus chauds connaissent l’ensoleillement le plus important et les faces sud profitent d’un grand apport énergétique par rayonnement solaire à courte longueur d’onde, alors que les faces nord ne bénéficient que du rayonnement à grande longueur d’onde. Au cours des étés plus frais en revanche, la nébulosité est souvent plus forte et les parois sud se réchauffent donc moins par le rayonnement à courte longueur d’onde. Elles se rapprochent donc des faces nord.

Fig. 11.11 – Contraste altitudinal de déclenchement des écroulements entre les faces nord et les faces sud. Altitudinal asymmetry in the rockfalls trigger between the north faces and the south faces.

D'autre part, les travaux d'Haeberli (1975) ont abouti à un modèle de distribution du permafrost alpin en fonction de l'altitude et de l'orientation (fig. 11.12.A), à partir de la distribution de glaciers rocheux en Engadine (Suisse). Ces résultats doivent donc être pris avec une très grande prudence pour les parois rocheuses mais le permafrost serait plus particulièrement présent dans les faces W à NE. Or, exceptée l'orientation NE, c'est précisément pour ces orientations que les nombres d'écroulements recensés de 2007 à 2009 sont les plus élevés, avec un pic d'écroulements dans les faces NW où le permafrost est justement présent plus bas en altitude que pour les autres orientations (fig. 11.12). Enfin, les écroulements se développent plus particulièrement au niveau de crêtes, de piliers et d’éperons, des secteurs particulièrement affectés par la dégradation du permafrost car réchauffés depuis plusieurs côtés (Noetzli et al., 2007b). La dégradation y est donc plus rapide et plus profonde que dans les parois massives et homogènes.


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Chapitre 11

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Fig. 11.12 – Comparaison du diagramme de présence de permafrost simplifié selon les règles de Haeberli (1975) (A) et du nombre d'écroulements dans le massif du Mont Blanc en fonction de l'orientation pour la période 2007-2009 (B). La distribution des écroulements semble suivre celle du permafrost. Comparison of the diagram of the presence of permafrost under the simplified rules of Haeberli (1975) (A) and the number of rockfalls in the Mont Blanc as a function of orientation for the period 2007-2009 (B). The distribution of the rockfalls seems to follow the one of the permafrost.

11.1.2 – Ecroulements, facteurs géologiques et dégradation du permafrost Les paramètres géologiques peuvent avoir une double influence sur les écroulements.

A travers la structure tectonique (agencement des fractures), la géologie est – avec la pente – le principal facteur statique. L’activité sismique, dépendante du contexte géodynamique, peut quant à elle constituer un facteur déclenchant très efficace. Cette section se propose de discuter ces différents aspects et de montrer comment le lien entre la géologie et les écroulements peut éventuellement indiquer que la dégradation du permafrost constitue le principal facteur déclenchant des écroulements.

a – Structure tectonique du massif du Mont Blanc et écroulements

Quand cela a été possible et évident, les orientations des principales fractures qui ont conduit les écroulements dans le massif du Mont Blanc ont été estimées en les positionnant sur les cartes topographiques IGN et/ou sur le MNT des parois rocheuses. Les résultats ne sont pas présentés en détail car les estimations n’ont pas été systématiques ni exhaustives, et elles n’ont pas été produites de manière conventionnelle (mesures de terrain ou à distance) sauf pour quelques cas identifiés par TLS (cf. : fig. 6.13). Quatre principales familles semblent toutefois ressortir assez clairement parmi lesquelles deux sont largement dominantes : N 380°E à N10°E et N 45°E environ. Ces deux familles suivent les principales directions tectoniques qui se superposent dans le massif du Mont Blanc : les structures hercyniennes orientées essentiellement N-S à N 25°E et les structures alpines d’orientation N 45°E (§ 3.2.2). Ces familles constituent donc des « répliques » des principales familles de failles présentes dans le massif (Blès et Feuga, 1981). Les pics d’écroulements dans les faces SE et surtout NW en 2007 et 2009 pourraient ainsi s’expliquer en partie par la prééminence des factures orientées N 45°E, la question de l’orientation de l’essentiel des écroulements de 2003 et 2008 restant alors en suspend. Deux autres familles intermédiaires sont également représentées : N 30°E et N120°E environ. Dans la quasi-totalité des écroulements recensés, la topographie et la structure visuellement identifiable avant et/ou après les écroulements indiquent qu’ils se sont produits le long de fractures préexistantes. Cela est confirmé par l’analyse des écroulements relevés par TLS et par différents auteurs selon lesquels, dans les roches cohérentes (cas des granites), le déclenchement

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des mouvements de versant se produit le long de discontinuités préexistantes (Hoek et Bray, 1981 ; Jaboyedoff et al., 1999 ; Abramson et al., 2001 ; Frayssines, 2005). Dans certains cas toutefois, notamment les grands écroulements du type face ouest des Drus ou face ouest de l’Aiguille de Blaitière, des ruptures au niveau de ponts rocheux ont vraisemblablement dû se développer pour permettre les écroulements. Pour les écroulements des Drus par exemple, des zones où la roche a été cisaillée ont été observées dans les cicatrices (surplombs ou terrasses dans le cas de 2005). Ces ruptures, au sein de secteurs semble-t-il non fracturés, sont indiquées par la couleur particulièrement claire de la roche (minéraux non altérés) et par leur forte rugosité. Bien qu’elles ne représentent qu’une très petite portion des cicatrices, ces surfaces sont le reflet des forces considérables qui ont été mises en jeu lors de la rupture des volumes rocheux par glissement ou basculement (e.g. terrasse liée au basculement du sommet du pilier Bonatti). Par ailleurs, nous avons vu (§ CP3.2.a) que la fréquence très variable des écroulements en fonction des volumes mis en jeu était à relier à la densité des fractures, très variable d’un secteur à l’autre. Ainsi, puisque le déclenchement des écroulements se produit le long de fractures préexistantes, la dimension des écroulements dépend de la densité de ces discontinuités. C’est ainsi que les secteurs les plus fracturés (les zones de cisaillement) produisent de petits écroulements à une fréquence importante. A contrario, les plus gros écroulements – les moins fréquents – se développent généralement dans des secteurs assez compacts et raides.

b – La place de l’activité sismique dans le déclenchement des écroulements en

contexte de permafrost

Depuis la fin du PAG, le plus gros séisme ressenti à Chamonix a été celui du 13 août 1905 (tab. 11.2). Il a directement déclenché le premier écroulement reconnu dans la face ouest des Drus. Aucun séisme n’a ensuite été ressenti avant 1946. Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, E7 et E10 ont pu être préparés – voire déclenché pour E7, dont la date précise reste inconnue – par les deux séismes (tab. 11.2) du Valais de 1946 (intensité ressentie à Chamonix : 5) et par celui de Vallorcine du 30 août 1947 (intensité : 4). Les deux écroulements (E4 et E5) de 1954 (année assez fraîche) ont également pu être déclenchés par les séismes du Valais de mai et juillet, d’intensité 4 à Chamonix (tab. 11.2). Les quatre séismes survenus entre 1954 et 2005 ne semblent pas avoir eu d’effets directs sur les parois étudiées. Le séisme de 13h27 du 8 septembre 2005 a par contre déclenché un petit écroulement dans la face ouest des Drus, observé depuis les Tines, qui a purgé des blocs devenus instables en juin.

Date Heure Localisation épicentrale Intensité épicentrale Intensité à Chamonix

8 septembre 2005 13 h 27 min 18 sec Mont-Blanc (Vallorcine) 5 5 14 décembre 1994 08 h 56 min Genevois (Les Villards / Thônes) 6 4 11 juin 1988 22 h 44 min 47 sec Mont-Blanc (Chamonix) 5 5 18 juin 1968 05 h 27 min 36 sec Val d’Aoste (Arnaz) 6,5 4 23 mars 1960 23 h 08 min 50 sec Valais (Brig) 7 5 29 juillet 1954 04 h 42 min 26 sec Valais (Montana) 6,5 4 19 mai 1954 09 h 34 min 55 sec Valais (Sion) 7 4 30 août 1947 06 h 47 min 42 sec Mont-Blanc (Vallorcine) 4,5 4 30 mai 1946 04 h 41 min 38 sec Valais (Chalais) 7 5

25 janvier 1946 17 h 32 min 08 sec Valais (Chalais) 7,5 5

6 décembre 1905 00 h 09 min 22 sec Bas-Valais (Bex) 5 5 13 août 1905 10 h 22 min Mont-Blanc (Chamonix) 7 7 April 29 avril 1905 01 h 59 min 15 sec Mont-Blanc (Lac d’Emosson) 7,5 7,5 25 novembre 1881 18 h 22 min Bas-Valais (Aigle) 6 5 30 décembre 1879 12 h 27 min Chablais (St Jean d’Aulps) 7 6 25 juillet 1855 12 h 50 min Valais (Visp) 9 6,5

Tab. 11.2 – Séismes ressentis à Chamonix avec une intensité ≥ 4 depuis la fin du PAG (données SisFrance). Earthquakes felt in Chamonix with intensity ≥ 4 since the end of the LIA.


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Chapitre 11

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Ainsi, pour les écroulements dans la face ouest des Drus et sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix déclenchés sans températures élevées (§ 10.1.2), l’activité sismique peut souvent constituer un facteur de déclenchement prépondérant. D’autres écroulements, qui se sont produits durant des périodes chaudes, ont également pu être préparés voire même provoqués par des séismes (en 1946 par exemple). Finalement, la sismicité semble pouvoir accélérer le déclenchement des écroulements lorsque le permafrost est en cours de dégradation (approfondissement de la couche active par exemple) ou le provoquer directement lorsque le permafrost est stable. La question que cela soulève est l’effet des séismes sur les propriétés mécaniques de la glace interstitielle. Il est vraisemblable que des microfissures apparaissent et se propagent, d’autant que les fractures sont les secteurs où peuvent se concentrer les contraintes lors des séismes.

c – Mise en évidence du rôle de la dégradation du permafrost par la relation

écroulements/géologie

De la même manière que certains facteurs topographiques soutiennent la dégradation du permafrost comme principal facteur actif dans le déclenchement des écroulements, quelques considérations d’ordre géologique et structural tendent à confirmer ce rôle, bien qu’il s’agisse là d’hypothèses plutôt que de réelles conclusions. Tout d’abord, il a été vu que la densité des fractures influait directement sur le rythme et le volume des écroulements. Or les secteurs densément fracturés sont, en contexte de permafrost, susceptibles de contenir des volumes de glaces importants – plus importants que les faces rocheuses compactes – en raison de la forte perméabilité de ces secteurs. Ces secteurs sont donc propices à une dégradation rapide du permafrost puisque la transmission de chaleur par la glace (conduction) est bien supérieure à celle de l’eau, de la glace ou de la roche (§ 2.1.3.a). Avec la densité des fractures, la dégradation du permafrost pourrait donc expliquer les grandes fréquences d’écroulements observées au niveau des zones de cisaillement par exemple. Il faut toutefois rester prudent là-dessus compte tenu de la chaleur latente (chaleur latente de fusion de l’eau : 334 KJ.Kg-1). D’autre part, bien que les taux d’érosion doivent être interprétés avec beaucoup de précautions du fait qu’ils résultent de méthodologies très variées, on note toutefois que les taux calculés dans le massif du Mont Blanc sont souvent bien supérieurs à ceux calculés pour des régions de montagne dépourvues de permafrost (§ CP3.3), ce qui suggère qu’un facteur actif y soit spécifiquement présent. Or, en dehors des glaciers et des couvertures glacio-nivales dont nous allons traiter les effets, seul le permafrost – et sa dégradation – permet d’expliquer de tels taux. De la même manière semble-t-il, l’exposant b, qui participe à décrire les lois puissance des distributions cumulées des écroulements connaissent des valeurs souvent bien supérieures à ce qui a pu être déterminé par d’autres auteurs (tab. CP3.3), ce qui pourrait indiquer que les types de milieux étudiés, et donc les mécanismes à l’origine des écroulements, sont différents. Il est également frappant de constater que la valeur de b la plus proche de celles de nos travaux dans le massif du Mont Blanc est celle relative à l’étude faite en haute montagne, en Alberta (0.72 ; Gardner, 1970) où la présence de permafrost est très plausible. Enfin, il est avéré que les modèles 3D à haute résolution – ici issus des campagnes TLS – fournissent un support très intéressant pour des analyses structurales. En particulier, à partir des valeurs d’inclinaison et d’orientation des fractures qui ont déterminé un écroulement, une évaluation de la stabilité peut être établie a posteriori. Cette stabilité est souvent étudiée au travers de méthodes d'équilibre limite qui consistent à faire le bilan des forces agissant sur le volume rocheux considéré : les forces motrices qui tendent à déplacer le volume rocheux et les forces résistantes qui tendent à s’opposer au déplacement. Les forces motrices correspondent en particulier à la composante tangentielle du poids, aux forces hydrauliques, et aux sollicitations dynamiques (les séismes par exemple). Les forces résistantes, quant à elles, dépendent de la

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résistance des fractures et de la résistance de la roche lorsqu’existent des ponts rocheux. On obtient alors un facteur de sécurité fs. S’il est supérieur à 1, le versant est stable ; sinon, il est instable. Puisque l’évaluation se fait a posteriori (analyse dite « en retour »), il est évident d’obtenir des facteurs inférieurs à 1. L’intérêt d’une telle évaluation résiderait dans la possibilité d’apprécier le rôle du permafrost sur la stabilité du versant. L’hypothèse de travail est alors la suivante : dans le cas d’écroulements survenus en raison de la dégradation du permafrost, le facteur obtenu pourrait être très bas car lorsque le versant était stable, il devait l’être grâce à la glace présente dans les fractures permettant d’augmenter la résistance au cisaillement de celles-ci. Des facteurs de stabilité très bas suggèreraient donc des versants seulement stabilisés par la

glace du permafrost avant l’occurrence des écroulements. Cette hypothèse a été testée sur le plus gros bloc (T1-A) du principal écroulement de la Tour Ronde (T1 : 327 m3) identifié par TLS. A des fins de simplification, le détachement a été réduit à un modèle à un seul plan de glissement (fig. 11.13) et le facteur de sécurité fs a pu alors s’écrire :

ααφ

αφα

insPAc

ntanta

insPAcntaoscP

motricesforcesntesrésistaforcesfs .

..

...+=

+==

avec c la cohésion, φ l’angle de friction, α le pendage du plan de glissement, A l’aire de la surface de détachement et P le poids de l’ensemble déstabilisé. Avec des valeurs de cohésion (40 MPa) et d’angle de friction du granite (50°) – mais non spécifiques à celui du Mont Blanc – et en négligeant les pressions hydrostatiques, on obtient une valeur fs assez faible (très largement inférieure à 1) d’environ 0.48. Selon notre hypothèse et avec toutes les précautions que les approximations de notre calcul impliquent, cette valeur suggère que le principal facteur actif de l’écroulement est la dégradation du permafrost – en particulier par l’approfondissement de la couche active.

Fig. 11.13 – Profils réalisés à partir du modèle 3D à haute résolution du secteur affecté par l’écroulement T1-A de la Tour Ronde. Pointillés : avant l’écroulement (juillet 2005) ; trait plein : après l’écroulement (juillet 2006). Profiles made from high-resolution 3D model of the area affected by the

rockfall T1-A of the Tour Ronde. Dotted line: before the collapse (July 2005); solid line: after the collapse (July 2006). 11.2 – Le rôle assez réduit de l’évolution de l’englacement dans le déclenchement des écroulements

Le Chapitre 10 a montré le rôle prépondérant des conditions climatiques – et en particulier le rôle des températures élevées de l’air – sur le déclenchement des écroulements. Les facteurs dynamiques permettant de relier ces conditions thermiques aux écroulements sont au nombre de trois : la décompression post-glaciaire, le désenglacement des versants, et la dégradation du permafrost. Cette section a pour objectif de discuter du rôle de l’évolution de l’englacement, c'est-à-dire des deux premiers. Un rôle réduit de l’évolution de l’englacement appuierait la prépondérance du rôle du permafrost dans le déclenchement des écroulements.


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Chapitre 11

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11.2.1 – La décompression post-glaciaire

La décompression post-glaciaire accompagnant le retrait des glaciers peut entraîner des instabilités de versant telles que des glissements de terrain, des écroulements ou des déformations plus profondes (Evans et Clague, 1994 ; Augustinus, 1995 ; André, 1997 ; Benn et Evans, 1998 ; Scavia et al., 1999 ; Ballantyne, 2002 ; Cossart, 2002 ; Eberhardt et al., 2004 ; Cossart et al., 2008 ; Eberhardt, 2008). Les modalités de rupture, les volumes mis en jeu et les délais d’occurrence de ces processus (§ 1.1.2.a) sont directement liés à la résistance des roches et à la fracturation (Ballantyne, 2002 ; Moore et al., 2009). De nombreux écroulements tardiglaciaires auraient ainsi été conditionnés par l’important retrait des glaciers durant cette période (Cruden et Hu, 1993). Il est très difficile de déterminer précisément le rôle de la décompression post-würmienne dans le déclenchement des écroulements actuels. Pour l’écroulement de Tschierva de 1988 (Alpes suisses ; 250-300 × 103 m3), Fischer (2010) a montré que le retrait glaciaire post-würmien a pu préparer l’événement sans toutefois en expliquer le déclenchement. Compte tenu du faible volume général des écroulements relevés dans le massif du Mont Blanc dans le cadre de nos travaux, le facteur décompression post-würmienne n’apparaît pas primordial. Sur la face ouest des Drus, ce contrôle paraglaciaire ne s’est probablement pas exercé. L’altitude de la surface du glacier würmien se situait plus de 300 m sous la niche d’arrachement de 1950. Par ailleurs, le glacier des Drus pendant le PAG n’avait que quelques dizaines de mètres d’épaisseur de plus qu’actuellement comme le montre un dessin de S. Birmann de 1823 (Nussbaumer et al., 2005-2006). Cette faible variation n’a pas eu d’effet sur la stabilité de la face ouest des Drus. Pour ce qui est du versant est de l’épaule de Tré-la-Tête, la décompression post-würmienne a peut-être préparé l’écroulement tandis que le retrait post-PAG des glaciers dans ce secteur, indiqué par la disparition de la connexion entre le glacier du Petit Mont Blanc et le petit glacier de l’Aiguille Orientale de Tré-la-Tête et la réduction de plus de 10 m de l’épaisseur du glacier du Petit Mont Blanc depuis les années 1980, n’a pas été suffisante pour déclencher l’écroulement. Ailleurs, l’évolution des glaciers depuis la fin du PAG et plus particulièrement depuis une vingtaine d’années semble davantage influencer le déclenchement des écroulements que le retrait glaciaire post-würmien. Cette évolution récente est directement visible sur les langues glaciaires (sous le Montenvers, la Mer de Glace a par exemple perdu plus de 70 m d’épaisseur en deux décennies) mais également plus haut en altitude. En 2000, les glaciers alpins avaient déjà perdu environ la moitié de leur surface et près des ⅔ de leur volume depuis la fin du PAG (Zemp et al., 2006). Durant les seules années 2003 et 2004, ils ont perdu en Suisse environ 10 % de leur volume (Zemp et al., 2006, 2007). La figure 11.14 met en évidence l’amincissement des glaciers de plusieurs dizaines de mètres même au-delà de 3000 m d’altitude. Ce « déchaussement glaciaire » peut éventuellement conduire au déclenchement d’écroulements du fait de la disparition de la pression glaciaire combinée à l’appel au vide. Parmi les 139 écroulements recensés entre 2007 et 2009, 28 écroulements (20 %) se sont produits en pied de versant (9 en 2007, 5 en 2008, 14 en 2009). Certain d’entre eux ont pu être favorisés voire directement déclenchés par ce retrait glaciaire, comme ce fut peut-être le cas en 2009 à l’éperon des Cosmiques (Aiguille du Midi) où des blocs rocheux (j sur ph. 11.1) semblent avoir été désolidarisés de la paroi en raison de l’abaissement de la surface du glacier (i), ce qui a conduit à la déstabilisation d’une plaque décamétrique (k) qui a ensuite rejoint le glacier pour y glisser sur plusieurs dizaines de mètres, traversant l’itinéraire d’accès au refuge des Cosmiques (l). De la glace présente derrière les gros blocs (j) suggère que le permafrost a pu entrer en jeu dans le déclenchement de l’écroulement – ce qui montre la difficulté dans ce type de cas de distinguer le rôle du retrait du glacier de celui de la dégradation du permafrost, les deux étant ici souvent reliés (Haeberli, 2005).

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Fig. 11.14 – Evolution de l’englacement du secteur du versant nord des Aiguilles Dorées (partie suisse du massif du Mont Blanc) au cours du dernier siècle (photo 1900 : Ed. J.J. Frères ; photo 2007 : M. Poschi). L’évolution de l’épaisseur du glacier et de l’englacement du couloir Copt est particulièrement saisissante. Evolution of the ice cover at the north side of the Aiguilles Dorées (Swiss sector of the Mont Blanc massif) during the last century. The evolution of the thickness of the glacier and of the ice cover in the Copt couloir is particularly striking.

Ph. 11.1 – L’écroulement de l’éperon des Cosmiques (Aiguille du Midi) de septembre 2009. Numéros : voir texte. The collapse of the Cosmiques spur (Aiguille du Midi) in September 2009. Numbers: see text.


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Chapitre 11

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11.2.2 – Le désenglacement des versants

Dans les Alpes, au dessus d’une altitude qui dépend de l’orientation (3000 à 3500 m pour les versants nord), les pentes rocheuses peuvent être couvertes par une carapace de glace et de neige plus ou moins permanente. L’origine et l’évolution de ces couvertures ont été peu étudiées (Galibert, 1965 ; Bozonnet, 1981) et le rôle qu’elles exercent sur les parois rocheuses reste largement méconnu. Leur rôle stabilisateur pour les versants est toutefois largement reconnu par les alpinistes, puisque leur réduction au cours de la saison estivale peut conduire à l’abandon temporaire de certains itinéraires jusqu’à leur reconstitution l’hiver et le printemps suivants. Ces couvertures glacio-nivales ont subi des évolutions parfois profondes depuis la fin du PAG (fig. 11.15) avec des crues et surtout des décrues pour ce qui concerne la période récente. Ainsi, certaines parois, qui accueillaient autrefois des itinéraires glaciaires, peuvent ne plus être aujourd’hui que de vastes pans rocheux (face nord des Grands Charmoz ou face nord de l’Aiguille des Grands Montets par exemple). Des blocs rocheux de taille considérable peuvent être enchâssés dans ces couvertures, quand ce n’est pas un secteur plus large qui est solidarisé du versant par ce type de couverture. Le retrait ou la disparition de ces couvertures peut donc être à l’origine du déclenchement d’écroulements par simple appel au vide.

Fig. 11.15 – Evolution de la couverture glacio-nivale du versant NE de l’arête Freshfield et de la face est de la Tour Ronde (3792 m). A : en 1862 (ph. Bisson frères) ; B : vers 1930 (ph. Jullien frères) ; C : en 2009 – les étoiles indiquent la position des écroulements reconnus par TLS entre 2005 et 2009 – ; D : deux gros blocs détachés entre octobre 2007 et octobre 2008 et reconnus par TLS ; E et N : faces est et nord. Evolution of the ice/snow cover on the NE slope of the Freshfield ridge and on the east face of the Tour Ronde (3792 m a.s.l.). A: in 1862; B: in 1930; C: in 2009 – stars indicate the position of the rockfalls surveyed by TLS between 2005 and 2009 –; D: two large blocks detached between October 2007 and October 2008 and surveyed by TLS; E and N: east and north faces.

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Les couvertures glacio-nivales des parois, auxquelles on peut ajouter les remplissages glacio-nivaux présents dans les couloirs, se forment et persistent d’autant plus facilement que les pentes ne sont pas trop raides et/ou la topographie est de type concave. Or, ces contextes correspondent généralement à des secteurs où la fracturation est très dense. C’est pour cette raison que les écroulements les plus vraisemblablement liés à la disparition des carapaces glacio-nivales sont des écroulements de petites dimensions (fig. 11.15.D par exemple). Tout comme il est délicat parfois de différencier les écroulements liés au retrait des glaciers de certains écroulements liés à l’évolution du permafrost, il est difficile de discriminer les écroulements liés au désenglacement des versants, des écroulements dus à la dégradation du permafrost par formation d’une couche active, les deux facteurs étant souvent très étroitement liés et tous deux favorisés par les chaleurs estivales. Il apparaît de fait illusoire de tenter de préciser davantage leur rôle respectif dans le déclenchement des écroulements. 11.3 – La dégradation du permafrost, principal lien entre élévation de la température de l’air et déclenchement des écroulements

Parmi les facteurs cryosphériques, la section 11.2 a montré que la décompression post-glaciaire et le désenglacement des versants ne peuvent expliquer qu’une faible part des écroulements. Le rôle de la dégradation du permafrost est donc probablement déterminant dans le déclenchement des écroulements, d’autant que les relations écroulements/topographie et écroulements/géologie ont déjà mis en évidence un rôle éventuellement important de cette dégradation. La littérature scientifique présente un nombre assez conséquent d’écroulements en contexte de permafrost (§ 2.4.1). Mais analysés indépendamment, il est extrêmement délicat de conclure sur le rôle éventuel du permafrost dans leur déclenchement. Cette section a pour objectif d’étudier ce rôle au travers de corpus d’écroulements variés et systématiques, tels qu’ils ont été constitués dans ce travail de thèse.

11.3.1 – Dégradation du permafrost et face ouest des Drus et versant nord des Aiguilles de Chamonix

Dans les Drus et les Aiguilles de Chamonix, on a relevé la concordance entre les dates des écroulements et les périodes les plus chaudes depuis la fin du PAG. Seuls un ou deux écroulements intervenus en pied de versant (Rognon des Nantillons et bas de la face ouest de l’Aiguille du Plan) ont peut-être été favorisés par la décompression post-glaciaire ; 4 à 7 écroulements seulement – exclusivement dans la face nord de l’Aiguille du Midi – ont pu pour leur part être déclenchés par l’évolution de la couverture glacio-nivale. La très grande majorité des écroulements des Drus et des Aiguilles de Chamonix n’est donc expliquée ni par la sismicité, ni par la rétraction glaciaire. Ces écroulements se sont produits en contexte de permafrost, les périodes chaudes étant particulièrement favorables à sa dégradation par formation ou approfondissement de la couche active. Aux Drus, la présence de permafrost est suggérée par les modélisations de S. Gruber (§ 5.3.3 ; fig. 5.8) et de J. Noetzli (Noetzli et al., 2007a ; fig. 11.16), et confirmée par des données de température acquises depuis 2005. Trois capteurs de température ont ainsi été installés à 3, 30 et 55 cm de profondeur sur le versant nord-ouest des Flammes de Pierre (3250 m d’altitude), à 250 m de la face ouest des Drus. Du 26 septembre 2007 au 24 septembre 2008, les températures moyenne annuelle, minimale et maximale de la roche à 55 cm de profondeur ont été, respectivement, - 2.2 °C, - 12.9 °C et + 9.3 °C (Ravanel et Deline, 2008). Cette température moyenne annuelle négative – qui l’est restée l’année suivante – témoigne de la présence de permafrost, la température positive résultant de l’existence d’une couche active. Sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, l’occurrence du permafrost est


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suggérée par la présence de nombreux glaciers suspendus et couvertures glacio-nivales – caractérisés par leur glace basale froide –, et corroborée par une modélisation des MAGST (fig. 11.17). Des mesures de températures dans la roche sont également effectuées depuis 2005 dans la face nord du piton central de l’Aiguille du Midi (vers 3810 m d’altitude) où, du 21 décembre 2006 au 21 décembre 2008, la température moyenne annuelle de la roche à 3, 30 et 55 cm est restée inférieure à -6°C (Deline et al., 2009).

Fig. 11.16 – Distribution du permafrost aux Drus (modélisations : J. Noetzli / S. Gruber). A : distribution des MAGST pour la période 1990-1999 (modèle: TEBAL) ; B : distribution en profondeur des températures, très influencée par la chaleur issue de la face SE (modèle : COMSOL). Permafrost distribution at the Drus. A : modelled MAGST for the period 1990-1999; B: 3D pattern of the subsurface temperatures, strongly influenced by the warmer SE face. La formation d’une couche active nouvelle est une réaction immédiate et peu profonde à un réchauffement ponctuel, ce qui explique très certainement la réponse extrêmement rapide de la face nord de l’Aiguille du Midi à l’été caniculaire 2003. Immédiatement après la disparition de la couverture glacio-nivale, une couche active s’y est vraisemblablement développée. Cela a également été observé dans la face est du Mont Rose, où de nombreux écroulements ont été attribués à la formation d’une couche active nouvelle (Fischer et al., 2006). L'épaississement d’une couche active se déroule en revanche sur toute la saison estivale, et expliquerait les nombreux écroulements des étés chauds voire caniculaires du XXe siècle. Dans les deux cas de figure, l’évolution est assez rapide car les parois contiennent de faibles quantités de glace. Dans le cas des Drus en 2005, le contexte de permafrost a pu favoriser les pressions hydrostatiques (Gruber et Haeberli, 2007). En effet, celles-ci sont régies par la hauteur verticale de la zone saturée en eau, tandis que la glace du permafrost peut se comporter comme un aquiclude (couche imperméable), et les renforcer par sa fusion. De plus, les grands écroulements liés à la dégradation du permafrost le sont par une dégradation en profondeur (formation d’un « couloir de dégel » comme ici, ou augmentation générale des températures) qui peut être différée de plusieurs années, décennies ou siècles (Gruber et Haeberli, 2007). Ainsi, selon plusieurs témoignages (dont comm. orale R. Ducroz, mai 2010), l’ouverture de la fracture de l’épaule du Pilier Bonatti aux Drus avait plus que doublé entre l’écroulement de 1997 et celui de 2005, « passant de la largeur d’une chaussure à près de 40 cm ».

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Fig. 11.17 – Modèle de distribution des MAGST sur le versant français du massif du Mont Blanc pour la période 1990-1999 (modèle TEBAL - S. Gruber ; drapage E. Ployon). Les températures sont comprises entre -1°C (orange foncé) et -13°C (bleu foncé). Encadré blanc : les Aiguilles de Chamonix. MAGST distribution model on the French side of the Mont Blanc massif for the period 1990-1999 (TEBAL model). Temperatures are between -1°C (dark orange) and -13°C (dark blue). White box: the Aiguilles de Chamonix.

11.3.2 – Dégradation du permafrost et été 2003 Bien qu’ayant généralement mis en jeu de petits volumes, les écroulements de l’été 2003

ont été particulièrement nombreux dans le massif du Mont Blanc. En l'absence de précipitations exceptionnellement fortes ou d'activité sismique particulière, plusieurs études ont souligné le rôle probable de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements pendant cet été caniculaire dans les Alpes (Schiermeier, 2003 ; Gruber et al., 2004b ; Vonder Mühll et al., 2007), même si la rétraction des couvertures glacio-nivales ne doit pas être négligée. D’après le modèle des MAGST utilisé (§ 5.3.3), seuls deux des 182 écroulements recensés auraient été déclenchés en dehors de secteurs à permafrost possible ou probable. Gruber et al. (2004b) ont modélisé l’évolution de la profondeur de la couche active entre 1982 et 2003 pour une face nord située à 3000 m d’altitude (fig. 11.18). Cette profondeur s’avère très supérieure en 2003 : le dégel durant l’été 2003 aurait pénétré 10 à 50 cm plus en profondeur que le maximum des 21 années précédentes. Les auteurs notent toutefois que cette profondeur, et donc les instabilités rocheuses qui peuvent lui être associées, dépend des caractéristiques des parois et de son contenu en glace, en eau et en air (Wegmann et al., 1998). Cette valeur supérieure à celle des années précédentes a été confirmée par des mesures dans des forages. Entre 1999 et 2008, l’épaisseur de la couche active mesurée dans le forage de la crête rocheuse du Schilthorn (2940 m, Alpes suisses) a ainsi varié entre 4.5 et 5.0 m, sauf en 2003 où elle a atteint 8.5 m (cf. : fig. 2.17).


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Fig. 11.18 – Développement de la couche active du permafrost d’une paroi exposée au nord et située à 3000 m d’altitude, déterminé à l'aide d’un modèle unidimensionnel de conduction de la chaleur (Gruber et al., 2004b). La profondeur de l'isotherme 0°C est indiquée en noir pour les années 1982 à 2002 et en rouge pour 2003. La profondeur maximale de la couche active est maintenue jusqu'à la fin de l'année pour plus de clarté. La période caractérisée par les écroulements est représentée en jaune. Active layer development in permafrost for a north slope located at 3000 m a.s.l., modelled using one-dimensional heat conduction. The depth of the 0°C isotherm is shown in black for years 1982 to 2002 and in red for 2003. The maximum depth is kept until the end of the year for clarity. The period characterized by rockfalls is shown in yellow. Comme mentionné supra, l’essentiel des écroulements de 2003 s’est produit entre juin et août, c'est-à-dire avant la date de profondeur maximale (novembre) de la couche active modélisée (fig. 11.18). De plus, les écroulements se sont produits lorsque la profondeur de la couche active était encore inférieure aux maxima des années précédentes. Mais ils se sont par contre produits alors que le flux de chaleur à moins grande profondeur était maximal (Gruber et al., 2004b). Bien que la modélisation puisse être affinée en prenant en compte des transfert de chaleurs bidimensionnels (depuis des faces adjacentes par exemple), cet état de fait traduit selon toute vraisemblance des transferts de chaleurs qui ne se font pas uniquement par conduction, mais également par advection, en lien avec des circulations d’eau (Gruber et al., 2007). Cette advection de chaleur a probablement joué un rôle important dans la dégradation du permafrost à l’origine du déclenchement des écroulements. Ces transferts de chaleur ont été favorisés par (i) la fonte rapide des plaques de neige, (ii) par celle de la couverture glacio-nivale, et (iii) par les précipitations concentrées lors d’épisodes orageux. Cette conjonction de facteurs a également pu permettre des déclenchements par augmentation des pressions interstitielles (cf.: § 10.3).

11.3.3 – Dégradation du permafrost et écroulements de 2007, 2008 et 2009

Parmi les 45 écroulements recensés en 2007 dans le massif du Mont Blanc, 30 se sont produits dans des secteurs à permafrost probable, 12 dans des secteurs à permafrost possible et 3 seulement dans des secteurs à permafrost improbable selon le modèle de distribution des MAGST utilisé (§ 5.3.3). Pour 2008, ces chiffres sont respectivement 11, 9 et 2 ; pour 2009, 62, 8 et 2. Ainsi, plus de 95 % des écroulements pourraient avoir été déclenchés par la dégradation du permafrost, tandis que l’activité sismique fut négligeable durant cette période. De surcroît, de la glace a été observée dans au moins 22 cicatrices d’écroulement, ce qui semble corroborer le rôle de la dégradation du permafrost.

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De la même manière qu’en 2003, les écroulements de 2007, 2008 et 2009 se sont pour l’essentiel produits l’été. Comme cela a déjà été souligné, un cinquième de ces événements s’est développé en pied de versant, ce qui peut laisser entrevoir un rôle plus ou moins important de la disparition des contraintes stabilisatrices liée à l’abaissement de la surface des glaciers. Concernant les couvertures glacio-nivales, celles-ci se sont drastiquement réduites en 2009 en raison des très fortes températures du mois d’août. Des comparaisons de photographies ont montré qu’à la fin du mois d’août 2009, les carapaces glaciaires des versants du massif du Mont Blanc étaient souvent plus réduites encore qu’à la fin du mois d’août 2003. En raison des dates d’occurrence des écroulements et du caractère caniculaire du mois d’août, une large part des écroulements de 2009 est interprétée sur le modèle de 2003 : approfondissement de la couche active pour l’essentiel des cas, formation d’une couche active nouvelle dans les secteurs récemment désenglacés. Pour 2007 et 2008, les conditions climatiques ont souvent été chaudes, sans pour autant être exceptionnelles comme en 2003 et en 2009. Néanmoins, un nombre assez important d’écroulements s’est produit ces années là. En 2007, le cœur de l’été – juillet et d’août – a été particulièrement pluvieux, ce qui a pu favoriser d’importantes pressions interstitielles. L’été 2008 a été légèrement plus chaud et moins pluvieux que 2007. Le nombre d’écroulements est toutefois resté inférieur et différentes raisons peuvent être avancées. Tout d’abord, le recensement de 2008 souffre d’un travail de terrain automnal réduit du fait de conditions climatiques très tôt hivernales en haute montagne. D’autre part, des précipitations moins conséquentes ont pu engendrer de moindres pressions hydrostatiques. Ensuite, même si les températures des étés 2007 et 2008 ont été assez comparables, les conditions climatiques des deux étés, hivers et printemps précédents ont été très différentes, ce qui a produit des conditions nivologiques et glaciaires spécifiques conduisant à des situations différentes pour le déclenchement des écroulements. Enfin, il est nécessaire de prendre en compte l’accumulation de chaleur sur la durée : le plus grand nombre d’écroulements en 2007 par rapport à 2008 pourrait en partie s’expliquer par un effet retard de l’été 2006 très chaud. De la même manière, les écroulements sont généralement la conséquence d’un faisceau de facteurs et/ou d’une série d’événements réduisant la cohésion des parois dont le permafrost peut constituer le facteur déclencheur (fig. 11.19). Point commun pour 2007 et 2008, les écroulements les plus importants se sont développés en fin d’été ou en début d’automne, période à laquelle la couche active arrive à sa profondeur maximale (cf. : fig. 11.18).

Fig. 11.19 – Passage d’une paroi du domaine de stabilité au domaine d’instabilité à la suite d’événements successifs abaissant sa cohésion globale au cours du temps (Campy et Macaire, 2003, modifié). Passage of a rockwall from the stability domain to the instability domain in the wake of successive events lowering its overall cohesion over time.


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Chapitre 11

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Conclusion du Chapitre 11 - La dégradation du permafrost, principal facteur de déclenchement des écroulements

La dégradation du permafrost apparaît comme le facteur de déclenchement le plus vraisemblable dans le massif du Mont Blanc. En effet: - les autres facteurs cryosphériques que sont la décompression post-glaciaire et l’évolution des couvertures glacio-nivales des parois, également dépendants des fluctuations des températures, ne peuvent expliquer qu’une faible part des écroulements ; - la quasi-totalité (98 %) des écroulements recensés se sont produits en contexte de permafrost ; - dans la face ouest des Drus et sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, une très bonne concordance des dates d'écroulements a été observée avec les périodes les plus favorables à la dégradation du permafrost ; - les écroulements se produisent essentiellement l’été, saison propice à la dégradation du permafrost ; - parmi les écroulements de 2007 à 2009, de la glace a été observée dans au moins 22 cicatrices ; - les écroulements de l’été 2003 ont été exceptionnellement nombreux et ne s'expliquent principalement que par la dégradation du permafrost ; - pour le plus important des écroulements recensés – celui des Drus de juin 2005 – la dégradation du permafrost par formation d’un « couloir de dégel » (progression d’un front de dégel dans une fracture majeure remplie de glace) pourrait avoir préparé l’évènement, ensuite déclenché par de fortes pressions hydrostatiques que le contexte de permafrost a pu favoriser. - Des facteurs topographiques et géologiques qui soulignent l'importance du permafrost dans le déclenchement des écroulements

Les contextes topographiques et géologiques apparaissent fondamentaux dans le

déclenchement des écroulements et tendent également à indiquer le rôle important du permafrost dans ce déclenchement. Les altitudes moyennes de déclenchement correspondent à un contexte de permafrost « chaud » où il se dégrade rapidement. Lors des étés à canicule, les écroulements se sont produits plus haut en altitude que lors des années plus fraîches, ce qui est conforme avec l’évolution du permafrost. Ce rôle est également confirmé par le très fort contraste altitudinal qui existe entre les faces nord et les faces sud et par le fait que les contextes de piliers, d’éperons et d'arête, lieux d’une dégradation accrue du permafrost, sont très favorables au déclenchement d’écroulements. Le facteur sismique est par ailleurs important pour comprendre le déclenchement des écroulements en périodes froides.

- Configurations d’instabilités et mécanismes de dégradation du permafrost associés Nos travaux confirment le fait que les écroulements dont le déclenchement est lié à la dégradation du permafrost diffèrent dans l’espace (volumes) et dans le temps en fonction des trois principaux types de dégradation que le permafrost subi (Gruber et Haeberli, 2007 ; fig. 11.20) : - immédiatement après la disparition des couvertures glacio-nivales, des écroulements très superficiels se développent en raison de la formation d’une couche active ; ces écroulements se produisent d’autant plus facilement que les secteurs concernés sont souvent très fracturés ; - des détachements plus profonds (plusieurs mètres) surviennent ensuite en raison d’un approfondissement de la couche active ; - plus tard, des détachements profonds (plusieurs décamètres) peuvent se produire du fait d’une dégradation en profondeur du permafrost par hausse progressive des températures de celui-ci (lente réaction des températures en profondeur aux augmentations des températures de surface)

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ou, plus rapidement, par formation de « couloirs de dégel » tel que celui qui s’est probablement structuré aux Drus. Il est à noter que lors de la rétraction des couvertures glacio-nivales, des détachements nombreux mais peu volumineux peuvent également se produire. Dans tous les cas, l’interprétation des morphodynamiques locales nécessite l’intégration des héritages géomorphologiques (présence de glaciers ou de couvertures glacio-nivales, occurrences d’autres écroulements, mises en surplomb, etc.).

Fig. 11.20 – Modèle d’évolution d’une paroi rocheuse à permafrost face au réchauffement climatique. A : situation initiale (présence d’une couverture glacio-nivale dans le haut du versant et d’une couche active très mince en aval) ; B : disparition de la couverture glacio-nivale et chutes de blocs ; C : formation d’une couche active et déclenchement de petits écroulements ; D : approfondissement de la couche active et déclenchement d’un écroulement important ; E : mise en place d’un « couloir de dégel » le long d’une fracture et déclenchement d’un grand écroulement ; F : formation d’une nouvelle couche active. Model of the evolution of a permafrost-affected rock face in the context of global warming. A: initial conditions (presence of ice/snow cover on the upper part and a thin active layer downstream); B: disappearance of the ice/snow cover and boulder falls; C: formation of an active layer and trigger of small rockfalls; D: deepening of the active layer and trigger of an important rockfall; E: development of a thaw corridor along a fracture and trigger of a rock-avalanche; F: formation of a new active layer.

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Conclusion générale

Le principal objectif de notre recherche doctorale a été de constituer des inventaires d’écroulements rocheux dans les parois à permafrost du massif du Mont Blanc afin d’en caractériser les conditions de déclenchement et d’apprécier le rôle de la dégradation du permafrost dans ce déclenchement. Résumé des avancées scientifiques

Les écroulements dans les parois rocheuses dépendent de plusieurs facteurs qui

prédisposent le phénomène et/ou le déclenchent. En haute montagne, les facteurs cryosphériques sont prépondérants. Afin de mieux les appréhender, différentes méthodes ont été développées pour caractériser les écroulements. La dégradation du permafrost est considérée comme un phénomène majeur par lequel le climat contrôle la stabilité des versants de haute montagne, et donc l’évolution des paysages et des risques liés à cet aléa. Jusqu’à cette thèse, peu de travaux de recherche avaient démontré le lien entre écroulements et climat en haute montagne. L’évolution de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix depuis la fin du Petit Âge Glaciaire manifeste clairement le contrôle climatique sur le déclenchement des écroulements. Ce contrôle climatique a pu être précisé par l’analyse des écroulements recensés dans le massif du Mont Blanc au terme de l’été caniculaire 2003 et en 2007, 2008 et 2009. Ces recensements sont une autre originalité de nos travaux. Jusqu’à aujourd’hui, en contexte de haute montagne, la majorité des études avait été consacrée à des écroulements individuels, alors que des recensements systématiques sont indispensables pour préciser le rôle de facteurs régionaux tels que la dégradation du permafrost. Ces recensements ont permis des analyses de facteurs sous SIG pour caractériser les écroulements et apprécier le rôle des facteurs actifs et passifs. Les relevés topographiques à haute résolution qui ont été menés ces dernières années dans des parois rocheuses situées en haute montagne ont permis d’en quantifier l’évolution morphologique et d’en évaluer la stabilité. Les campagnes de laserscanning terrestre sur les parois-pilotes du massif du Mont Blanc sont novatrices pour ce milieu. Elles ont permis depuis 2005 de collecter une très grande quantité de données topographiques à haute résolution, probablement l’une des plus importantes séries de données de ce type au monde. La comparaison diachronique des modèles 3D obtenus a permis la quantification précise des rythmes et des volumes mis en jeu et une meilleure compréhension du déclenchement des écroulements en haute montagne. Principaux résultats

Les principaux résultats sont les suivants :

- Relation entre réchauffement climatique et écroulements Nos travaux ont montré qu’il existe une étroite corrélation entre l’occurrence des écroulements et les périodes les plus chaudes. A l’échelle du siècle, les périodes de fortes températures de l’air recouvrent la plupart des huit écroulements survenus depuis la fin du PAG dans la face ouest des Drus. Il en est de même pour les 42 écroulements documentés sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix, dont près des trois quarts ont eu lieu au cours des deux dernières décennies caractérisées par une accélération du réchauffement climatique. Par ailleurs, la fréquence maximale des écroulements a été observée au cours de la canicule de l’été 2003,

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ce qui souligne, si besoin est, le rôle des températures de l’air dans le déclenchement des écroulements. A l’échelle annuelle, on remarque également une très bonne concomitance entre les écroulements de 2007, 2008 et 2009 et les conditions thermiques de ces années-là : 96 % des écroulements précisément datés se sont produits en été. Trois facteurs peuvent expliquer cette étroite relation : la décompression post-glaciaire, l’évolution des couvertures glacio-nivales des parois, et la dégradation du permafrost. Nous avons montré que les deux premiers facteurs ne peuvent expliquer qu’un faible nombre d’écroulements, ce qui indique un rôle vraisemblablement prépondérant de la dégradation du permafrost. - Conditions thermiques de la roche lors des écroulements. D’après le modèle de distribution des MAGST utilisé, les écroulements des Drus et des Aiguilles de Chamonix se sont produits en contexte de permafrost. Ces conditions sont confirmées par des mesures ponctuelles de températures dans la roche. Selon le même modèle, 180 des 182 écroulements recensés en 2003 se sont produits en contexte de permafrost possible ou probable. Ce fut également le cas pour 133 des 139 écroulements de 2007 à 2009, tandis que de la glace a été observée dans au moins 22 cicatrices d’écroulements. Les conditions de permafrost semblent donc très favorables au déclenchement des écroulements alors que de nombreux travaux ont montré la sensibilité des milieux à permafrost au réchauffement climatique. - Conditions topographiques et géologiques propices au déclenchement d’écroulements La distribution des écroulements ne suit pas celles des parois rocheuses. La tranche altitudinale la plus affectée est 3200-3600 m. La distribution des écroulements est assez variable en fonction de l’orientation des faces : les faces sud ont été un peu plus affectées que les faces nord en 2003, tandis que l’essentiel des écroulements s’est produit dans des faces NW au cours de la période 2007-2009. L’importante activité dans ces faces est confirmée par l’évolution récente de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix. Par ailleurs, les piliers, éperons et crêtes apparaissent particulièrement propices au déclenchement d’écroulements. Ces paramètres, comme d’autres (altitudes de déclenchement supérieures lors d’étés caniculaires, fort contraste altitudinal entre faces nord et faces sud), semblent confirmer le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements. Concernant les conditions géologiques de déclenchement, la quasi-totalité des écroulements recensés s’est produite le long de fractures préexistantes : les deux familles qui dominent correspondent aux principales directions tectoniques qui se superposent dans le massif du Mont Blanc. Dans le cas des grands écroulements, des ruptures au niveau de ponts rocheux se sont toutefois produites. Le facteur sismique s’est avéré prépondérant pour quelques écroulements de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix – en particulier ceux déclenchés en l’absence de températures élevées. - Volume et rythme des écroulements Le volume des écroulements présente une variabilité élevée. Les résultats des recensements indiquent d’autre part que la fréquence des écroulements est d'autant plus élevée que les volumes considérés sont petits. Cela trouve son origine dans la densité des fractures, très variable à travers le massif du Mont Blanc : les petits écroulements se déclenchent préférentiellement dans les secteurs très fracturés, tandis que les plus gros se développent généralement dans des secteurs plus compacts. Enfin, les taux d’érosion calculés dans le massif du Mont Blanc sont souvent bien supérieurs à ceux calculés en dehors de secteurs à permafrost. Finalement, les écroulements dans le massif du Mont Blanc résultent d’un faisceau de facteurs qui souvent se combinent (fig. concl.). Parmi ces facteurs, ceux passifs que sont la topographie et la géologie sont déterminants mais n’expliquent pas à eux seuls le déclenchement. Par ses méthodes qui ne se focalisent pas sur quelques événements, mais qui s’appliquent à tout un massif, cette thèse a montré que, parmi les facteurs actifs, la dégradation du permafrost apparaît comme le probable facteur principal de déclenchement des écroulements.

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Fig. concl. – Représentation systémique d’une paroi supraglaciaire à permafrost. Systemic representation of a supraglacial and permafrost-affected rockwall. Perspectives de recherche

Cette thèse, qui s’est intéressée aux conséquences du réchauffement climatique sur

la stabilité des parois de haute montagne via la dégradation du permafrost, est une contribution dans un champ de recherche émergeant qui se doit d’être pluridisciplinaire. Si les modalités de déclenchement des écroulements en haute montagne sont aujourd’hui mieux appréhendées, un long chemin reste encore à parcourir pour répondre aux préoccupations croissantes de sécurité dans les régions de montagne. Les recherches à venir devront relever un certain nombre de défis parmi lesquels : - la poursuite du recensement des écroulements et son extension dans l’espace et dans le temps. Dans l’espace, cela implique de s’intéresser aux autres massifs alpins et de développer de nouveaux réseaux d’observateurs voire de nouvelles méthodes de recensement. Dans le temps, à travers la datation de niches d’arrachement anciennes à l’aide de méthodes cosmogéniques. A partir de ces informations et de l'analyse des propriétés spectrales des surfaces rocheuses à lithologie homogène (comme cela a commencé à être fait par R. Böhlert de l’université de Zurich), la compréhension des réponses des parois rocheuses aux fluctuations climatiques pendant l’Holocène pourrait être améliorée ;


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- la poursuite des campagnes TLS et l’extension de celles-ci à d’autres sites, en particuliers aux sites de plus basse altitude et aux sites à fortes vulnérabilités. Les modèles 3D doivent par ailleurs être géoréférencés très précisément – ce qui a commencé à être fait lors de l’automne 2010 – pour permettre des analyses géomécaniques fines (mise en évidence de fractures intersectant les surfaces topographiques, probabilités de rupture et analyses de stabilité, analyses en retour d’écroulements, etc.) et des analyses structurales (étude de la facturation) afin de mieux comprendre les éventuelles circulations d’eau dans les massif rocheux à l’origine d’une dégradation du permafrost en profondeur ; - une progression dans la compréhension de la distribution et de l’évolution du permafrost. Dans le massif du Mont Blanc, cela implique différents travaux : amélioration du modèle de distribution des MAGST (travaux de P. Pogliotti de l’université de Turin en particulier), renouvellement/complément du réseau de capteurs de température de surface et de subsurface, analyse des données de température issues des trois forages profonds de l’Aiguille du Midi et modélisation de la distribution des températures en profondeur à partir de ces données (collaborations avec J. Noetzli de l’université de Zurich), poursuite des campagnes de mesure de la résistivité géoélectrique à l’Aiguille du Midi et analyse des données (collaborations avec M. Krautblatter de l’université de Bonn) ; - une meilleure caractérisation des différents processus qui relient dégradation du permafrost et déclenchement des écroulements. Pour cela, des travaux en laboratoire (travaux de F.K. Günzel de l’université de Brighton par exemple) doivent compléter ceux de terrain (travaux d’A. Hasler de l’université de Zurich par exemple) ; - le développement d’une cartographie originale du risque d’écroulement dans le massif du Mont Blanc à partir d’un modèle de prédisposition qui reste à construire mais qui peut se baser sur les connaissances acquises au cours de cette thèse concernant les conditions topographiques, géologiques et cryosphériques favorables au déclenchement d’écroulements.

Table des matières

Remerciements, 3 Résumé, 5 Abstract, 6 Sommaire, 7 Sigles et abréviations, 9

Introduction générale ____________________________________________________ 11

Partie 1 : Les écroulements rocheux comme objet d’étude et le massif du Mont Blanc comme cadre géographique _________________________________________15

Summary of the Chapter 1, 17 Chapitre 1 : Les écroulements rocheux en haute montagne : un processus majeur de la dynamique des versants _______________________________________________________________________ 19 1.1 – Les enjeux liés aux écroulements rocheux …………………………………….………………….. 23

1.1.1 – Définition de l’objet d’étude, 23 a – La haute montagne alpine périglaciaire et supraglaciaire, 23 b – Mouvements de versant : précision terminologiques, 25 c – Caractéristiques des transferts de matière depuis les parois rocheuses, 26

1.1.2 – Principaux facteurs de déclenchement des écroulements en haute montagne, 29 a – La décompression post-glaciaire, 29 b – La sismicité, 29 c – La dégradation du permafrost, 29

1.1.3 – Incidences morphologiques et risques associés aux écroulements, 31 a – De la modification paysagère…, 31 b – …Aux risques pour les populations et les infrastructures, 31

1.2 – Problématique(s) et objectif(s) de la thèse …………………………………………..…………….. 33 1.2.1 – Un manque de données, 33

a – Une recrudescence d’écroulements ? 33 b – Quelles conditions propices au déclenchement ? 33 c – Quels rythmes et quels volumes mis en jeux ? 34

1.2.2 – Objectifs de ce travail, 34 a – Etudier la relation réchauffement/écroulements, 34 b – Documenter les écroulements actuels, 35 c – Suivi à haute résolution de l’activité géomorphologique, 35

Conclusion du Chapitre 1 ………………………………………………………………………..………. 36

Summary of Chapter 2, 37 Chapitre 2 : Déclenchement d’écroulements en contexte de permafrost : un état de l’art ________39 2.1 – Caractéristiques du permafrost alpin ………………………………………………………...…….. 39

2.1.1 – De la déf. du permafrost aux hautes latitudes à l’étude du permafrost alpin, 39 2.1.2 – Profil vertical et régime géothermique du permafrost, 41 2.1.3 – Propriétés thermiques et physiques du permafrost de paroi, 42

a – Bilan radiatif et température de surface, 42 b – Décalages thermiques ou « offsets », 43 c – Propriétés physiques du permafrost de paroi, 44

2.2 – Distribution du permafrost alpin ……………………………………………………………..……. 46 2.2.1 – Détection et cartographie du permafrost alpin, 46

283

Remerciements ....................................................................................................................................... 3Résumé ................................................................................................................................................... 5Abstract ................................................................................................................................................... 6Sommaire ................................................................................................................................................ 7Sigles et abréviations .............................................................................................................................. 9

Introduction générale ..................................................................................................................... 11

Partie 1 : Les écroulements rocheux en haute montagne comme objet d’étude et le massif du Mont Blanc comme cadre géographique .................................................... 15

Summary of the Chapter 1 ......................................................................................................................... 17 Chapitre 1 : Les écroulements rocheux en haute montagne : un processus majeur de

la dynamique des versants .................................................................................................. 19

1.1 – Les enjeux liés aux écroulements rocheux .................................................................................. 231.1.1 – Définition de l’objet d’étude ................................................................................................ 23

a – La haute montagne alpine périglaciaire et supraglaciaire ............................................... 23b – Mouvements de versant : précision terminologiques ...................................................... 25c – Caractéristiques des transferts de matière depuis les parois rocheuses ........................... 26

1.1.2 – Principaux facteurs de déclenchement des écroulements en haute montagne ..................... 29a – La décompression post-glaciaire ..................................................................................... 29b – La sismicité ..................................................................................................................... 29c – La dégradation du permafrost .......................................................................................... 29

1.1.3 – Incidences morphologiques et risques associés aux écroulements ...................................... 31a – De la modification paysagère .......................................................................................... 31b – …Aux risques pour les populations et les infrastructures ............................................... 31

1.2 – Problématique(s) et objectif(s) de la thèse .................................................................................. 331.2.1 – Un manque de données ........................................................................................................ 33

a – Une recrudescence d’écroulements ? .............................................................................. 33b – Quelles conditions propices au déclenchement ? ............................................................ 33c – Quels rythmes et quels volumes mis en jeux ? ................................................................ 34

1.2.2 – Objectifs de ce travail .......................................................................................................... 34a – Etudier la relation réchauffement/écroulements .............................................................. 34b – Documenter les écroulements actuels ............................................................................. 35c – Suivi à haute résolution de l’activité géomorphologique ................................................ 35

Conclusion du Chapitre 1 ..................................................................................................................... 36

283

Summary of Chapter 2 ............................................................................................................................... 37Chapitre 2 : Déclenchement d’écroulements en contexte de permafrost : un état de l’art ............... 39

2.1 – Caractéristiques du permafrost alpin ........................................................................................... 392.1.1 – De la déf. du permafrost aux hautes latitudes à l’étude du permafrost alpin ...................... 392.1.2 – Profil vertical et régime géothermique du permafrost ......................................................... 412.1.3 – Propriétés thermiques et physiques du permafrost de paroi ................................................ 42

a – Bilan radiatif et température de surface .......................................................................... 42b – Décalages thermiques ou « offsets » ............................................................................... 43c – Propriétés physiques du permafrost de paroi .................................................................. 44

2.2 – Distribution du permafrost alpin .................................................................................................. 462.2.1 – Détection et cartographie du permafrost alpin .................................................................... 462.2.2 – Distribution spatiale du permafrost et modélisations .......................................................... 502.2.3 – Température de surface et en profondeur dans les parois rocheuses raides ........................ 52

a – Températures de surface .................................................................................................. 52b – Températures en profondeur ............................................................................................ 54

2.3 – Réchauffement climatique et évolution du permafrost ................................................................ 562.3.1 – Le réchauffement climatique planétaire et alpin ................................................................. 572.3.2 – Suivi du permafrost alpin .................................................................................................... 592.3.3 – Conséquences du réchauffement climatique sur le permafrost alpin .................................. 59

2.4 – Liens théoriques entre écroulements et réchauffement climatique via le permafrost ................. 612.4.1 – Observations récentes d’écroulements rocheux en contexte de permafrost ........................ 612.4.2 – Processus physiques associés au déclenchement d’écroulements ....................................... 64

Conclusion du Chapitre 2 ...................................................................................................................... 67

Summary of Chapter 3 ............................................................................................................................... 69Chapitre 3 : Le massif du Mont Blanc, un site d’étude remarquable ................................................. 71

3.1 – Un massif emblématique de la de haute montagne ...................................................................... 713.1.1 – Une haute montagne très englacée ....................................................................................... 723.1.2 – La forte dissymétrie du massif ............................................................................................. 733.1.3 – Aspects climatologiques d’un massif de haute montagne ................................................... 75

3.2 – Un massif cristallin ....................................................................................................................... 773.2.1 – La lithologie cristalline ........................................................................................................ 783.2.2 – Fracturation des granites du Mont Blanc ............................................................................. 78

a – Fracturation à petite échelle : failles et zones de cisaillement ......................................... 78b – Fracturation à « grande échelle » : les diaclases ............................................................. 80

3.3 – Les grands écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc ............................................... 813.3.1 – L’écroulement de 1717 sur le glacier de Triolet .................................................................. 813.3.2 – Les écroulements de 1920 et 1997 sur le glacier de la Brenva ........................................... 83

3.4 – Caractéristiques des secteurs de la recherche doctorale .............................................................. 853.4.1 – Les Drus ............................................................................................................................... 863.4.2 – Les Aiguilles de Chamonix ................................................................................................. 883.4.3 – Les hauts bassins du Géant et de la Brenva ......................................................................... 903.4.4 – Le secteur du col de Peuterey .............................................................................................. 92

Conclusion du Chapitre 3 ..................................................................................................................... 94

Conclusion de la Partie 1 .............................................................................................................................. 95

284

Partie 2 : Identification et caractérisation des écroulements rocheux en haute montagne : approche méthodologique ........................................... 97

Summary of Chapter 4 ............................................................................................................................... 99Chapitre 4 : Les écroulements rocheux depuis la fin du Petit Âge Glaciaire :

approche par photo-comparaison .................................................................................... 101

4.1 – La constitution des corpus photographiques ............................................................................. 1014.1.1 – La photographie de montagne ............................................................................................ 1014.1.2 – Les sources photographiques ............................................................................................. 1034.1.3 – Parois retenues et photographies utilisées ......................................................................... 104

4.2 – Méthodes de reconstitution de l’évolution morphodynamique des parois ................................. 1014.2.1 – La méthode dite des « Drus » ............................................................................................ 1014.2.2 – La méthode dite des « Aiguilles de Chamonix » ............................................................... 1064.2.3 – Le recours à la mémoire populaire et à d’autres témoignages ........................................... 107

4.3 – Géométrie des volumes écroulés ................................................................................................ 1094.3.1 – Mesures TLS ..................................................................................................................... 1094.3.2 – Topométrie laser, cartes topographiques et MNT .............................................................. 110

Conclusion du Chapitre 4 ................................................................................................................... 111

Summary of Chapter 5 ............................................................................................................................. 113Chapitre 5 : Les écroulements actuels : réseau d’observation et analyse sous SIG ......................... 115

5.1 – Mise en place d’un réseau d’observateurs et recensement des écroulements actuels ................ 1155.1.1 – Mise en place du réseau d’observateurs et fonctionnement .............................................. 115

a – 2006-2007 : la mise en place ......................................................................................... 115b – Fonctionnement du réseau et recensement des écroulements ....................................... 118c – Réactivation annuelle du réseau .................................................................................... 119

5.1.2 – Vérification des observations et place du travail de terrain ............................................... 119

5.2 – Télédétection verticale des dépôts d’écroulement de l’été 2003 ................................................ 1205.2.1 – La source de données : une image satellite SPOT 5 .......................................................... 1205.2.2 – Inventaire des écroulements .............................................................................................. 1215.2.3 – La caractérisation des écroulements de 2003 .................................................................... 122

5.3 – SIG et extraction des paramètres des écroulements .................................................................. 1225.3.1 – La suite logicielle ArcGIS ................................................................................................. 1225.3.2 – MNT et extraction des paramètres topographiques ........................................................... 1225.3.3 – Les paramètres géologiques et de température .................................................................. 124

Conclusion du Chapitre 5 .................................................................................................................... 125

Summary of Chapter 6, ............................................................................................................................ 127Chapitre 6 : Mesure de l’activité géomorphologique actuelle par TLS ............................................. 129

6.1 – TLS et acquisition de données topographiques à haute résolution ............................................ 1296.1.1 – Principes de base de la mesure laser .................................................................................. 1296.1.2 – Laserscanning et géomorphologie ..................................................................................... 131

a – Le laserscanning terrestre .............................................................................................. 131b – Opportunités et utilisation du laserscanning en géomorphologie ................................. 132

6.1.3 – Intérêts et limites du TLS pour le suivi des parois rocheuses ............................................ 133

6.2 – Acquisition des données et création des modèles 3D à haute résolution ................................... 1356.2.1 – Le scanner laser Optech Ilris 3D ........................................................................................ 135

285

6.2.2 – Campagnes de terrain et acquisition de nuages de points ................................................. 1366.2.3 – Construction des modèles 3D ............................................................................................ 138

a – La suite logicielle PolyWorks ........................................................................................ 138b – Création des modèles 3D ............................................................................................... 138

6.3 – Comparaison des modèles 3D, identification et quantification des détachements ..................... 1406.3.1 – Identification des détachements par comparaison des modèles 3D ................................... 140

a – Méthode de comparaison diachronique de deux modèles 3D ....................................... 140b – Identification des mouvements de masse ...................................................................... 142

6.3.2 – Quantification des détachements rocheux identifiés .......................................................... 142a – Calcul du volume d’un détachement rocheux identifié ................................................. 142b – Incertitudes de mesure ................................................................................................... 143

6.4 – Extraction d’entités géométriques pour l’analyse structurale des niches d’arrachement ........... 1446.4.1 – Géoréférencement des modèles 3D, .................................................................................. 1446.4.2 – Mesures topométriques et analyse géomécanique ............................................................. 145


Conclusion de la Partie 2 ............................................................................................................................. 147

Partie 3 : Caractéristiques des écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc ....................................................................... 149

Summary of Chapter 7 ............................................................................................................................. 151Chapitre 7 : Evolution de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix

depuis la fin du Petit Âge Glaciaire .................................................................................. 153

7.1 – De la fin du PAG au milieu du XXe siècle : une stabilité remarquable ..................................... 157

7.2 – Accélération de la morphodynamique durant la seconde moitié du XXe siècle ......................... 1587.2.1 – De la fin des années 1940 au début des années 1950 ........................................................ 1587.2.2 – Du début des années 1950 au début des années 1990 ........................................................ 159

7.3 – La très forte activité géomorphologique des deux dernières décennies .................................... 1617.3.1 – Les écroulements majeurs de la face ouest des Drus ......................................................... 161

a – Les écroulements de 1997 et 2003 ................................................................................ 161b – L’épisode de juin 2005 .................................................................................................. 162

7.3.2 – Les écroulements sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix .................................... 165a – Les écroulements des années 1990 ................................................................................ 165b – Le rythme élevé des écroulements des années 2000 ..................................................... 165


Summary of Chapter 8, ............................................................................................................................ 169Chapitre 8 : Résultats du recensement des écroulements de 2003, 2007, 2008 et 2009 .................... 171

8.1 – 139 écroulements recensés de 2007 à 2009 ............................................................................... 1718.1.1 – 45 écroulements recensés en 2007 .................................................................................... 172

a – Les données .................................................................................................................... 172b – Etudes de cas ................................................................................................................. 174

8.1.2 – 22 écroulements recensés en 2008 ..................................................................................... 177a – Les données .................................................................................................................... 177b – Etudes de cas ................................................................................................................. 178

8.1.3 – 72 écroulements recensés en 2009 .................................................................................... 181a – Les données .................................................................................................................... 181

286

b – Etudes de cas ................................................................................................................. 184

8.2 – 182 écroulements recensés pendant l’été caniculaire 2003 ........................................................ 1878.2.1 – Les données ........................................................................................................................ 1878.2.2 – Etudes de cas ...................................................................................................................... 191

a – Pointe du Domino .......................................................................................................... 191b – Aiguille du Diable .......................................................................................................... 193c – Pointe de l’Androsace .................................................................................................... 194


Summary of Chapter 9 ............................................................................................................................. 197Chapitre 9 : Résultats de cinq années de levés topographiques à haute résolution ......................... 199

9.1 – Evolution de la face ouest des Drus ........................................................................................... 1999.1.1 – Octobre 2005 - octobre 2006 ............................................................................................. 1999.1.2 – Octobre 2006 - septembre 2007 ........................................................................................ 2029.1.3 – Septembre 2007 - septembre 2008 .................................................................................... 203

9.2 – Evolution de la face sud de la Pointe de l’Androsace ............................................................... 203

9.3 – Evolution de la face est de la Tour Ronde ................................................................................. 2049.3.1 – Juillet 2005 - juillet 2006 ................................................................................................... 2049.3.2 – Juillet 2006 - octobre 2006 ................................................................................................ 2069.3.3 – Octobre 2006 - octobre 2007 ............................................................................................. 2069.3.4 – Octobre 2007 - septembre 2008 ........................................................................................ 2089.3.5 – Septembre 2008 - septembre 2009 .................................................................................... 208

9.4 – Evolution de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves .................................................................. 2099.4.1 – Juillet 2005 - juillet 2006 ................................................................................................... 2099.4.2 – Juillet 2006 - octobre 2006 ................................................................................................. 2109.4.3 – Octobre 2006 - octobre 2007 ............................................................................................. 2119.4.4 – Octobre 2007 - septembre 2008 ........................................................................................ 2119.4.5 – Septembre 2008 - septembre 2009 .................................................................................... 212

9.5 – Evolution des faces ouest et sud-est du Grand Flambeau ......................................................... 2129.5.1 – Juillet 2006 - juillet 2007 ................................................................................................... 2129.5.2 – Juillet 2007 - septembre 2009 ............................................................................................ 214

9.6 – Evolution de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey .................................................... 2159.6.1 – Octobre 2005 - juin 2006 ................................................................................................... 2159.6.2 – Juin 2006 - octobre 2006 ................................................................................................... 2159.6.3 – Octobre 2006 - octobre 2007 ............................................................................................. 216

9.7 – Evolution de la face sud du Grand Pilier d’Angle et des Piliers du Frêney .............................. 2179.7.1 – Juillet/octobre 2005 - juin 2006 ......................................................................................... 2179.7.2 – Juin 2006 - octobre 2006 ................................................................................................... 2189.7.3 – Octobre 2006 - octobre 2007 ............................................................................................. 219

Conclusion du Chapitre 9 .................................................................................................................... 222

Analyses comparatives des résultats et Conclusion de la Partie 3 ........................................................... 225

CP3.1 – Des écroulements aux volumes très variés ........................................................................... 225

CP3.2 – Des fréquences d’écroulements très variables ...................................................................... 225a – Des fréquences très différentes en fonction des volumes et des secteurs ...................... 225b – Distribution des fréquences cumulées ........................................................................... 227

CP3.3 – De très forts taux d’érosion ................................................................................................... 229

Conclusion de la Partie 3 ..................................................................................................................... 230

287

Partie 4 : Réponses des parois rocheuses du massif du Mont Blanc au réchauffement climatique actuel .................................................................................................................. 233

Summary of Chapter 10 ............................................................................................................................ 235Chapitre 10 : Ecroulements rocheux et climat ..................................................................................... 237

10.1 – Concordance de l’occurrence des écroulements avec les périodes chaudes ............................ 23710.1.1 – L’évolution du climat à Chamonix depuis la fin du PAG ................................................. 237

a – 1860 – 1934 .................................................................................................................... 237b – Le climat à Chamonix depuis 1934 ................................................................................ 239

10.1.2 – Réactions des parois aux fluctuations climatiques : un lien très étroit ............................. 240

10.2 – Climat et dynamique actuelle des parois du massif du Mont Blanc ........................................ 24410.2.1 – Conditions climatiques des étés 2003, 2007, 2008 et 2009 .............................................. 24410.2.2 – Conditions climatiques et occurrence des écroulements récents ...................................... 246

a – En 2003 ........................................................................................................................... 246b – En 2007, 2008 et 2009 ................................................................................................... 246

10.3 – Précipitations et pressions interstitielles : un facteur difficile à apprécier .............................. 249

Conclusion du Chapitre 10 ................................................................................................................. .251

Summary of Chapter 11, .......................................................................................................................... 253Chapitre 11 : Le rôle de la dégradation du permafrost dans le déclenchement des écroulements . 255

11.1 – Contexte topo. et géol. du contrôle du déclenchement des écroulements ................................ 25511.1.1 – Ecroulements, topographie et dégradation du permafrost ................................................ 255

a – Distribution des parois rocheuses dans le massif du Mont Blanc .................................. 256b – L’angle de pente ............................................................................................................. 257c – L’altitude ......................................................................................................................... 259d – L’orientation ................................................................................................................... 260e – Les géométries favorables aux écroulements ................................................................. 262f – Rôle de la dégradation du permafrost par la relation écroulements/topo. ...................... 262

11.1.2 – Ecroulements, facteurs géologiques et dégradation du permafrost .................................. 264a – Structure tectonique du massif du Mont Blanc et écroulements .................................... 264b – La place de l’activité sismique dans le déclenchement des écroulements .................... 265c – Rôle de la dégradation du permafrost par la relation écroulements/géol. ..................... 266

11.2 – Le rôle assez réduit de l’englacement dans le déclenchement des écroulements ..................... 26711.2.1 – La décompression post-glaciaire ...................................................................................... 26711.2.2 – Le désenglacement des versants ....................................................................................... 270

11.3 – La dégradation du permafrost, principal lien entre élévation de la t° et écroulements ............ 27111.3.1 – Dégradation du permafrost et Drus et Aiguilles de Chamonix, ........................................ 27111.3.2 – Dégradation du permafrost et été 2003 ............................................................................ 27311.3.3 – Dégradation du permafrost et écroulements de 2007, 2008 et 2009 ............................... 274

Conclusion du Chapitre 11 .................................................................................................................. 275

Conclusion générale ...................................................................................................................... 279

Table des matières, .............................................................................................................................. 283Table des figures, photographies et tableaux ...................................................................................... 289Références bibliographiques ............................................................................................................... 295Bibliographie personnelle ................................................................................................................... 319

288

289

Table des figures, photographies et tableaux

Ph. 1.1 – Secteur d’origine et partie amont de la zone de transit de l’écroulement rocheux du 14 décembre 1991 de la face est du Mount Cook, 19

Fig. 1.1 – L’avalanche combinant glace et roche de Kolka/Karmadon du 20 septembre 2002 engendrée par l’écroulement de la face nord du Mont Dzhimarai-Khokh, 20

Fig. 1.2 – L’écroulement de la Punta Thurwieser du 18 septembre 2004, 21

Ph. 1.2 – L’écroulement de la Cima Una du 12 octobre 2007, 22

Ph. 1.3 – La cicatrice de l’écroulement de l’arête du Lion au Cervin du 15 juillet 2003, 23

Fig. 1.3 – Etages morphodynamiques des versants de la haute montagne alpine occidentale, 24

Fig. 1.4 – Le système « étagement morphodynamique », 25

Fig. 1.5 – Les mouvements de terrain, 26

Fig. 1.6 – Echelles de temps et de profondeur impliquées dans la stabilité des versants rocheux de haute montagne, 27

Fig. 1.7 – Forces intervenant dans les mouvements en milieu rocheux, 28

Fig. 1.8 – Représentation schématique des différents mécanismes qui engendrent des mouvements de masse de type éboulement ou écroulement, 28

Fig. 1.9 – Extrémité de l’épaulement oriental de l’Eiger affectée par les mouvements de masse à partir de juin 2006, 29

Tab. 1.1 – Processus géomorphologiques entraînés par la dégradation du permafrost, 30

Ph. 1.4 – Secteur de transit et dépôt de l’écroulement du 12 octobre 2007 de la Cima Una, 31

Ph. 1.5 – Exemples d’infrastructures implantées en haute montagne, 32

Tab. 1.2 – Caractéristiques de quelques inventaires systématiques de mouvements de masse, 35

Fig. 2.1 – Distribution du permafrost dans l’hémisphère nord, 40

Fig. 2.2 – Profil vertical d'un permafrost, 41

Fig. 2.3 – Flux d’énergie à la surface d’une paroi rocheuse et sub-surface, 42

Tab. 2.1 – Quelques valeurs typiques de conductivité thermique, de capacité thermique et de diffusivité thermique pour différents matériaux, 43

Fig. 2.4 – Schéma du modèle TTOP, 44

Ph. 2.1 – Fracture du substratum rocheux remplie de glace, mise au jour par des travaux sous la gare d’arrivée du téléski du Stockhorn en Suisse, 45

Fig. 2.5 – Mesure des températures de subsurface en paroi rocheuse raide, 47

Fig. 2.6 – Forage en paroi rocheuse raide pour mesurer la température en profondeur, 48

Ph. 2.2 – Mesure de résistivité géoélectrique dans le bedrock du piton nord de l’Aiguille du Midi vers 3790 m d’altitude, 49

Tab. 2.2 – Limites inférieures du permafrost dans les Alpes, 51

Tab. 2.3 – Distribution du permafrost alpin en fonction des MAAT, 51

Fig. 2.7 – Modèle des relations spatiales entre glaciers et permafrost alpin en fonction de la MAAT et des précipitations annuelles, 51

Fig. 2.8 – Hiérarchie conceptuelle des échelles / domaines de processus qui influent sur la température du sol et les conditions du permafrost alpin, 51

Fig. 2.9 – MAGST et isotherme 0°C de 1982 à 2002, modélisées pour le secteur de la Jungfrau avec un angle de pente de 70°, 53

Fig. 2.10 – Validation du modèle TEBAL, 54

Fig. 2.11 – Champs de température de subsurface en conditions d’équilibre pour six crêtes idéalisées avec une pente de 60°, 55

Fig. 2.12 – Topographie complexe des parois de haute montagne et distribution des températures, 56

Fig. 2.13 – Distribution des flux de chaleur sous conditions stables dans une arête idéalisée, 56

Fig. 2.14 – Evolution de l’écart des MAAT par rapport à la moyenne de la période 1961-1990, 58

Fig. 2.15 – Concentrations atmosphériques de CO2, de CH4 et de N2O durant les 10 000 dernières années, 58

Fig. 2.16 – Scénarii d’émissions de GES pour la période 2000–2100 et projections relatives aux températures en surface, 59

Fig. 2.17 – Epaisseurs maximales de la couche active pour trois forages des Alpes suisses, 60

Fig. 2.18 – Températures de subsurface dans une arête à faces nord et sud et dans une arête à faces est et ouest, dans des conditions stables, après un siècle puis deux


290

siècles de réchauffement à +3.5°C en face nord, +3.0°C en face est et ouest et +2.5°C en face sud, 61

Tab. 2.4 – Paramètres des 20 écroulements retenus par Noetzli et al. (2003), 62

Ph. 2.3 – Secteur d’origine et dépôt de l’écroulement de plus de 1 × 106 m3 des Dents Blanches du 8 novembre 2006, 63

Ph. 2.4 – Cicatrices et dépôt sur le Muller Glacier des écroulements de 2003 et de janvier 2008 du Vampire dans les Alpes de Nouvelle-Zélande, 63

Fig. 2.19 – Résistance à la traction et à la compression uniaxiale pour le granite de Barre sec et saturé en eau, 66

Fig. 2.21 – Evolution du coefficient de sécurité avec la température de la glace présente dans une fracture, 66

Ph. 3.1 – Le Mont Blanc vu de l'Aiguille du Midi, 71

Fig. 3.1 – Le massif du Mont Blanc, 72

Fig. 3.2 – L’englacement de la région du Mont Blanc au maximum du Würm, 73

Fig. 3.3 – La dissymétrie des versants du massif du Mont Blanc, 74

Ph. 3.2 – Les versants contrastés du massif du Mont Blanc, 74

Fig. 3.4 – Variations mensuelles des températures et des précipitations à Chamonix et à Courmayeur, 75

Fig. 3.5 – Gradients altitudinaux de température en vallée de Chamonix et en Haut Val d’Aoste pour janvier et juillet, 76

Fig. 3.6 – Carte géologique simplifiée de la région du Mont Blanc, 77

Ph. 3.3 – Le granite du Mont Blanc non déformé, 78

Fig. 3.7 – A : Schéma interprétatif de l’orientation des zones de cisaillement dans le massif du Mont Blanc, 79

Ph. 3.4 – Diversité des zones de cisaillement, 80

Ph. 3.5 – Trois densités de diaclases dans la face est de la Tour Ronde, 81

Fig. 3.8 – Le dépôt du haut Val Ferret, 82

Fig. 3.9 – Carte des dépôts du haut Val Ferret, 82

Fig. 3.10 – Cicatrices des écroulements du Grand Pilier d’Angle de 1920 et de l’éperon de la Brenva de 1997 sur le glacier de la Brenva, 84

Fig. 3.11 – Origine, parcours et dépôt des deux écroulements du Grand Pilier d’Angle de novembre 1920 et de l’écroulement de l’éperon de la Brenva de janvier 1997, 84

Ph. 3.6 – Partie du dépôt de l’écroulement du Grand Pilier d’Angle du 19 novembre 1920, 85

Ph. 3.7 – L’avalanche en aérosol déclenchée par l’écroulement de l’Eperon de la Brenva du 18 janvier 1997, 85

Ph. 3.8 – Secteur d’origine de l’écroulement de l’éperon de la Brenva du 18 janvier 1997, 85

Fig. 3.12 – Secteur de l’Aiguille Verte, 87

Ph. 3.9 – Le versant nord de l’ensemble Aiguille Verte – Petit Dru – Flammes de Pierre, 87

Fig. 3.13 – Versant nord des Aiguilles de Chamonix, 88

Ph. 3.10 – Secteurs d’étude des Aiguilles de Chamonix, 89

Fig. 3.14 – Vue aérienne des hauts bassins du Géant et de la Brenva, 90

Ph. 3.11 – Secteurs d’étude du haut bassin du Géant, 91

Fig. 3.15 – Vue aérienne des environs du col de Peuterey, 93

Ph. 3.12 – Secteurs d’étude des environs du col de Peuterey, 93

Tab. 3.1 – Récapitulatifs des secteurs d’étude, 94

Ph. 4.1 – Daguerréotype de G. Dardel du glacier de la Brenva en 1849, 102

Ph. 4.2 – Daguerréotype de J. Ruskin du secteur des Drus, 102

Fig. 4.1 – Nombre de photographies du versant nord des Aiguilles de Chamonix recueillies par décennies, 103

Tab. 4.1 – Principales photographies utilisées pour reconstituer l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus, 105

Ph. 4.3 – Une partie des photographies qui ont servi à l’établissement de la série de référence pour la reconstitution de l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus, 105

Fig. 4.2 – Comparaison de photographies de la face ouest des Drus, 106

Fig. 4.3 – Comparaison entre deux photographies de 1862 et de 2009 des faces ouest de l’Aiguille des Grands Charmoz et de l’Aiguille du Grépon et de la face nord du Rognon des Grands Charmoz, 107

Fig. 4.4 – Page du 5 août 1928 du cahier du guide Camille Devouassoux avec la remarque « grande chute de pierres » dans le secteur de la face NW du Mont Dolent, 108

Fig. 4.5 – Aperçu des méthodes de reconstitution de l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix, 108

Fig. 4.6 – Mesures sur le modèle 3D à haute résolution de type TIN. A gauche : modèle général de la face ; à droite : détail du modèle, 109

Tab. 4.2 – Caractéristiques techniques du télémètre laser TruPulse 200, 110

Fig. 4.7 – Méthode simplifiée d’estimation du volume d’une cicatrice d’écroulement sur la face NW de l’Aiguille du Peigne à l’aide d’un télémètre laser TruPulse 200, 111

291

Fig. 5.1 – Poster affiché en format A1 dans les refuges du massif du Mont Blanc et dans différentes structures de Chamonix, 116

Fig. 5.2 – La page Internet, 117

Fig. 5.3 – Fiche de signalement d’un écroulement, 118

Fig. 5.4 – Vérification de l’exhaustivité du recensement des écroulements de 2007 dans le bassin d’Argentière par reconnaissance des dépôts supraglaciaires d’écroulements sur des photos aériennes du 16 septembre 2007, 120

Fig. 5.5 – Le massif du Mont Blanc, détail de l’image satellite SPOT-5 panchromatique 051/257 du 23 août 2003, 121

Fig. 5.6 – La différence de résolution des MNT français et italiens du massif du Mont Blanc, 123

Fig. 5.7 – Amélioration du MNT IGN à 50 m par digitalisation et extrapolation des courbes de niveau de la carte IGN Top25 3630 au 1:25 000, 123

Fig. 5.8 – Modèle de distribution des MAGST dans le secteur Talèfre-Leschaux, 124

Fig. 6.1 – Principes de fonctionnement d’une mesure laser de distance, 130

Fig. 6.2 – Positionnement par laserscanning d’un objet dans un référentiel propre au scanner, 132

Fig. 6.3 – La place du laserscanning dans l’acquisition de données topographiques, 133

Fig. 6.4 – Représentation schématique montrant des scenarii de mesure sur une surface complexe, 134

Ph. 6.1 – Le scanner laser Optech Ilris 3D devant les Aiguilles d’Entrèves, 135

Fig. 6.5 – Portée du scanner laser Ilris 3D en fonction de la réflectivité de l’objet scanné, 136

Tab. 6.1 – Campagnes de mesures TLS dans le massif du Mont Blanc entre 2005 et 2009. Compte tenu des données inutilisables et des sites doubles, il y a 29 comparaisons diachroniques possibles de modèles 3D, 137

Fig. 6.6 – Schéma d’acquisition des 6 nuages de points de la face ouest des Drus en trois scènes, 137

Fig. 6.7 – Chaîne de traitement PolyWorks adapté au suivi des écroulements en parois rocheuses, 138

Fig. 6.8 – Alignement de deux scènes des Aiguilles d’Entrèves avec la méthode « n paires de points homologues », 139

Fig. 6.9 – Aperçu de la méthode de TLS et de comparaison de modèles 3D : l’exemple des Aiguilles d’Entrèves entre le 12 octobre 2007 et le 30 septembre 2008, 140

Fig. 6.10 – Deux type de problèmes non liés à des évolutions morphologiques des parois apparaissant sur les cartes de différences, 141

Fig. 6.11 – Méthode de calcul du volume d’un mouvement de masse à partir de deux modèles 3D diachroniques, 143

Fig. 6.12 – Méthode de géoréférencement d’un modèle 3D à partir de trois points connus, 145

Fig. 6.13 – Deux types d’extraction de pendage de plans de fracture à partir d’un modèle 3D, 146

Fig. CP2 – Complémentarité spatiale et temporelle des méthodes mises en œuvre dans le massif du Mont Blanc, 148

Fig. 7.1 – Localisation des cicatrices d’arrachement des écroulements principaux et secondaires dans la face ouest des Drus, 153

Tab. 7.1 – Caractéristiques des écroulements de la face ouest des Drus depuis 1905, 154

Fig. 7.2 – Le secteur 2 à la fin du PAG, 154

Fig. 7.3 – Le secteur 3 en septembre 2009, 155

Fig. 7.4 – Le secteur 4 en septembre 2009, 155

Tab. 7.2 – Caractéristiques des 42 écroulements rocheux recensés sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix depuis la fin du PAG, 156

Ph. 7.1 – Cicatrice de l’écroulement de 1936 dans la face ouest des Drus, 157

Ph. 7.2 – Cicatrice de l’écroulement de 1950 dans la face ouest des Drus, 158

Fig. 7.5 – L’écroulement de 1947 dans la face ouest de l’Aiguille de Blaitière, 159

Ph. 7.3 – Les cicatrices des écroulements de 1974 et 1992 dans la face ouest des Drus, 160

Ph. 7.4 – L’écroulement de la face nord des Drus du 22 juillet 1983, 160

Fig. 7.6 – Moitié supérieure de la niche d’arrachement des écroulements de septembre 1997, 161

Ph. 7.5 – Les écroulements de l’été 2003 dans la face ouest des Drus, 162

Fig. 7.7 – Séquence de l’écroulement du pilier Bonatti des Drus des 29 et 30 juin 2005, 163

Fig. 7.8 – Partie supérieure de la face ouest des Drus, 164

Fig. 7.9 – Carte géomorphologique du secteur des Drus, 164

Fig. 7.10 – L’écroulement de 1995 dans la face nord de l’aiguille de Blaitière, 165

Ph. 7.6 – L’écroulement de 2003 dans la face nord de l’aiguille du Midi, 166

Fig. 7.11 – Deux écroulements identifiés dans le secteur de l’Aiguille du Fou, 166

Fig. 8.1 – Les écroulements rocheux recensés dans le massif du Mont Blanc en 2007, 2008 et 2009, 171

Fig. 8.2 – Position des écroulements dans la partie centrale du massif sur le MNT à 50 m amélioré à 10 m


292

dans les secteurs les plus affectés par des écroulements, 172

Fig. 8.3 – L’écroulement de la Dent de Jétoula survenu le 1 août 2007, 172

Tab. 8.1 – Caractéristiques des 45 écroulements recensés en 2007 dans le massif du Mont Blanc, 173

Fig. 8.4 – L’écroulement du rognon inférieur du Plan de janvier 2007, 174

Fig. 8.5 – L’écroulement de la Tour des Grandes Jorasses de septembre 2007, 175

Fig. 8.6 – L’écroulement des Droites d’août 2007, 176

Fig. 8.7 – La cicatrice de l’écroulement des Aiguilles Marbrées du 20 septembre 2007, 177


Fig. 8.8 – L’écroulement de Tré-la-Tête d’octobre 2008, 179

Fig. 8.9 – L’écroulement de l’Aiguille de Toule de juillet 2008, 180

Ph. 8.1 – Le secteur de l’Arête des Grands Montets affecté par l’écroulement d’août 2008, 181


Fig. 8.10 – L’écroulement du Mont Rouge de Peuterey d’août 2009, 183

Fig. 8.11 – L’écroulement de l’Aiguille des Grands Montets d’août 2009, 184

Fig. 8.12 – Les écroulements récents sur le versant SE de l’arête inférieure des Cosmiques, 186

Fig. 8.13 – L’écroulement des Cosmiques d’août 1998, 187

Tab. 8.4 – Paramètres des 182 écroulements documentés pour 2003 dans le massif du Mont Blanc, 188

Fig. 8.14 – Position des 182 écroulements de 2003 sur un secteur de l’image satellite SPOT-5 panchromatique 051/257 du 23 août 2003, 192

Fig. 8.15 – L’écroulement de 2003 de la face sud de la Pointe du Domino, 193

Fig. 8.16 – L’écroulement de 2003 de l’Aiguille du Diable, 193

Ph. 8.2 – Dépôt plurilobé d’un écroulement survenu en 1995 sur le versant SW de l’arête SE du Mont Blanc du Tacul, 194

Ph. 8.3 – Cicatrice et dépôt d’un écroulement non daté précisément mais antérieur à 2003 dans la face sud de la Pointe de l’Androsace, 195

Tab. 9.1 – Récapitulatif des données 3D acquises de 2005 à 2009 dans le massif du Mont Blanc, 200

Fig. 9.1 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2005 et d’octobre 2006 de la face ouest des Drus et position des 9 détachements identifiés entre les deux dates, 201

Fig. 9.2 – Le principal écroulement relevé dans la face ouest des Drus entre octobre 2005 et octobre 2006, 201

Fig. 9.3 – Le second écroulement en termes de volume relevé dans la face ouest des Drus entre octobre 2005 et octobre 2006, 202

Fig. 9.4 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et de septembre 2007 de la face ouest des Drus et position des deux détachements identifiés entre les deux dates, 202

Fig. 9.5 – Comparaison des modèles 3D de septembre 2007 et de septembre 2008 de la face ouest des Drus et position des quatre détachements identifiés entre les deux dates, 203

Fig. 9.6 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2007 et de juillet 2009 de la face sud de la Pointe de l’Androsace, 204

Fig. 9.7 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2005 et de juillet 2006 de la face est de la Tour Ronde, 205

Fig. 9.8 – Le principal écroulement relevé dans la face est de la Tour Ronde entre juillet 2005 et juillet 2006, 205

Fig. 9.9 – Comparaison des modèles 3D de juillet et d’octobre 2006 de la face est de la Tour Ronde, 206

Fig. 9.10 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face est de la Tour Ronde, 207

Fig. 9.11 – L’unique détachement relevé dans la face est de la Tour Ronde entre octobre 2006 et octobre 2007, 207

Fig. 9.12 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2007 et de septembre 2008 de la face est de la Tour Ronde, 208

Fig. 9.13 – Comparaison des modèles 3D de septembre 2008 et de septembre 2009 de la face est de la Tour Ronde, 209

Fig. 9.14 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2005 et de juillet 2006 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves, 210

Fig. 9.15 – Comparaison des modèles 3D de juillet et d’octobre 2006 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves, 210

Fig. 9.16 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves, 211

Fig. 9.17 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2007 et de septembre 2008 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves, 211

Fig. 9.18 – Comparaison des modèles 3D de septembre 2008 et de septembre 2009 de la face ouest des Aiguilles d’Entrèves, 212

293

Fig. 9.19 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2006 et de juillet 2007 de la face ouest du Grand Flambeau, 213

Fig. 9.20 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2006 et de juillet 2007 de la face SE du Grand Flambeau, 213

Fig. 9.21 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2007 et de septembre 2009 de la face ouest du Grand Flambeau, 214

Fig. 9.22 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2007 et de septembre 2009 de la face SE du Grand Flambeau, 214

Fig. 9.23 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2005 et de juin 2006 de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey, 215

Fig. 9.24 – Comparaison des modèles 3D de juin et d’octobre 2006 de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey, 216

Fig. 9.25 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face nord de l’Aiguille Blanche de Peuterey, 216

Fig. 9.26 – Comparaison des modèles 3D de juillet 2005 et de juin 2006 des Piliers du Frêney, 217

Fig. 9.27 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2005 et de juin 2006 de la face sud du Grand Pilier d’Angle, 218

Fig. 9.28 – Comparaison des modèles 3D de juin et d’octobre 2006 des piliers du Frêney, 218

Fig. 9.29 – Comparaison des modèles 3D de juin et d’octobre 2006 de la face sud du Grand Pilier d’Angle, 219

Fig. 9.30 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 des piliers du Frêney, 219

Fig. 9.31 – Comparaison des modèles 3D d’octobre 2006 et d’octobre 2007 de la face sud du Grand Pilier d’Angle, 220

Tab. 9.2 – Les soixante-neuf détachements rocheux relevés entre 2005 et 2009 à partir de la comparaison de modèles 3D acquis par laserscanning terrestre dans le massif du Mont Blanc. 220

Tab. CP3.1 – Propriétés statistiques du volume des écroulements – ou éboulements/chutes de blocs pour la méthode TLS –relevés dans la face ouest des Drus et sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix entre 1860 et 2009, dans tout le massif du Mont Blanc en 2003, dans la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et au niveau des parois suivies par TLS entre 2005 et 2009, 225

Fig. CP3.1 – Fréquences des détachements rocheux en fonction des volumes mis en jeu pour les Drus et les Aiguilles de Chamonix de 1860 à 2009, pour l’ensemble du massif du Mont Blanc en 2003, pour la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et pour les parois suivies par TLS de 2005 à 2009, 226

Tab. CP3.2 – Nombre de détachements rocheux par an et par km2 de paroi en fonction de 6 classes de volumes, 227

Fig. CP3.2 – Fréquences cumulées des écroulements des Drus et des Aiguilles de Chamonix de 1860 à 2009, de l’ensemble du massif du Mont Blanc en 2003, de la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et des parois suivies par TLS de 2005 à 2009, 228

Tab. CP3.3 – Caractéristiques de quelques distributions de détachements rocheux, 228

Tab. CP3.4 – Quelques exemples de taux d’érosion calculés pour des parois rocheuses de régions de montagne à travers le monde, 229

Fig. 10.1 – Evolution des températures et des précipitations dans les Alpes au cours des XIX et XXe siècles, 238

Fig. 10.2 – Evolution des températures dans les Alpes suisses (8 stations entre 569 m et 2500 m) au cours du XXe siècle, 238

Fig. 10.3 – Evolution du climat à Chamonix-Le Bouchet, 239

Fig. 10.4 – Évolution de la température moyenne estivale à Chamonix, du volume et de l’altitude des écroulements rocheux relevés dans la face ouest des Drus, 240

Fig. 10.5 – Evolution comparée du climat à Chamonix-Le Bouchet et des écroulements rocheux de la face ouest des Drus et du versant nord des Aiguilles de Chamonix, 242

Fig. 10.6 – Relation entre fréquence cumulée et volume des écroulements du versant nord des Aiguilles de Chamonix entre 1862 et 2009, 243

Fig. 10.7 – Températures moyennes mensuelles de l’air et cumuls mensuels de précipitation à Chamonix, pour la période 1995-2004 et pour 2005, 243

Fig. 10.8 – Altitude de l’isotherme 0°C dans la région du Mont Blanc entre le 1er juin et le 31 août 2003, 244

Fig. 10.9 – Températures moyennes mensuelles et cumuls mensuels de précipitations à Chamonix-Le Bouchet pour la période 1951-1980 et pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009, 245

Fig. 10.10 – Conditions météorologiques des jours où se sont produits les écroulements précisément datés de 2007, 2008 et 2009 et des 10 jours qui ont précédé, 247

Fig. 10.11 – Températures moyennes journalières de l’air à l’Aiguille du Midi et cumuls journaliers de précipitation à Chamonix-Le Bouchet pour l’année 2007, 248

Fig. 10.12 – Températures moyennes journalières de l’air à l’Aiguille du Midi et cumuls journaliers de précipitations à Chamonix-Le Bouchet pour l’année 2008, 248

Fig. 10.13 – Températures moyennes journalières de l’air à l’Aiguille du Midi et cumuls journaliers de


294

précipitations à Chamonix-Le Bouchet pour l’année 2009, 249

Fig. 10.14 – Cumuls journaliers de précipitations et températures moyennes journalières au cours du mois de juin 2005 à Chamonix-Le Bouchet avant l’écroulement des Drus des 29 et 30 juin, 250

Ph. 10.1 – Ecoulements d’eau observés dans la face ouest des Drus le 29 juin 2005 à 14h30 et plusieurs semaines après l’écroulement du 29-30 juin 2005 dans la partie sommitale de la cicatrice et dans des secteurs non affectés par l’écroulement, 251

Fig. 11.1 – Obtention d’un MNT des parois rocheuses de la partie centrale du massif du Mont Blanc à partir du MNT général de la partie centrale du massif du Mont Blanc auquel sont retirés les secteurs couverts de glaciers, les secteurs dont l’altitude est inférieure à 2000 m, et les pentes d’un angle inférieure à 37°, 256

Fig. 11.2 – Distribution des parois rocheuses dans la partie centrale du massif du Mont Blanc, 257

Fig. 11.3 – Nombre d’écroulements en fonction de l’angle de pente pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009 et pour l’ensemble de la période 2007-2009, et distribution des parois rocheuses, 258

Fig. 11.4 – Fréquence des parois rocheuses, des écroulements de 2003 et des écroulements de la période 2007-2009 en fonction de l’angle de pente, 258

Tab. 11.1 – Propriétés statistiques du contexte topographique de déclenchement des écroulements – et éboulements/chutes de blocs pour la méthode TLS – relevés dans la face ouest des Drus et sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix entre 1860 et 2009, dans tout le massif du Mont Blanc en 2003, dans la partie centrale du massif de 2007 à 2009, et au niveau des parois suivies par TLS entre 2005 et 2009, 258

Fig. 11.5 – Nombre d’écroulements en fonction de l’altitude pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009 et pour l’ensemble de la période 2007-2009, et distribution des parois rocheuses, 259

Fig. 11.6 – Fréquence des parois rocheuses, des écroulements de 2003 et des écroulements de la période 2007-2009 en fonction de l’altitude, 260

Fig. 11.7 – Distribution des parois suivies par TLS et des 6 écroulements relevés depuis 2005, en fonction de l’altitude et de l’orientation, 260

Fig. 11.8 – Nombre d’écroulements en fonction de l’orientation pour les années 2003, 2007, 2008 et 2009 et pour l’ensemble de la période 2007-2009, et distribution des parois rocheuses, 261

Fig. 11.9 – Fréquence des parois rocheuses, des écroulements de 2003 et des écroulements de la période 2007-2009 en fonction de l’orientation, 261

Fig. 11.10 – Modèle simplifié de l’écroulement progressif du pilier Bonatti aux Drus, 262

Fig. 11.11 – Contraste altitudinal de déclenchement des écroulements entre les faces nord et les faces sud, 263

Fig. 11.12 – Comparaison du diagramme de présence de permafrost simplifié selon les règles de Haeberli (1975), 264

Tab. 11.2 – Séismes ressentis à Chamonix avec une intensité ≥ 4 depuis la fin du PAG, 265

Fig. 11.13 – Profils réalisés à partir du modèle 3D à haute résolution du secteur affecté par l’écroulement T1-A de la Tour Ronde, 267

Fig. 11.14 – Evolution de l’englacement du secteur du versant nord des Aiguilles Dorées au cours du dernier siècle, 269

Ph. 11.1 – L’écroulement de l’éperon des Cosmiques de septembre 2009, 269

Fig. 11.15 – Evolution de la couverture glacio-nivale du versant NE de l’arête Freshfield et de la face est de la Tour Ronde, 270

Fig. 11.16 – Distribution du permafrost aux Drus, 272

Fig. 11.17 – Modèle de distribution des MAGST sur le versant français du massif du Mont Blanc pour la période 1990-1999, 273

Fig. 11.18 – Développement de la couche active du permafrost d’une paroi exposée au nord et située à 3000 m d’altitude, déterminé à l'aide d’un modèle unidimensionnel de conduction de la chaleur, 274

Fig. 11.19 – Passage d’une paroi du domaine de stabilité au domaine d’instabilité à la suite d’événements successifs abaissant sa cohésion globale au cours du temps, 275

Fig. 11.20 – Modèle d’évolution d’une paroi rocheuse à permafrost face au réchauffement climatique, 277

Fig. concl. – Représentation systémique d’une paroi supraglaciaire à permafrost, 281

295

Références bibliographiques

A

Abellan A., Vilaplana J.M., Martinez J. (2006). Application of a long-range Terrestrial Laser Scanner to a detailed rockfall study at Vall de Núria (Eastern Pyrenees, Spain). Engineering Geology, 88: 136-148.

Abellan A., Jaboyedoff M., Oppikofer T., Vilaplana J.M. (2009). Detection of millimetric deformation using a terrestrial laser scanner: experiment and application to a rockfall event. Natural Hazards and Earth System Sciences, 9: 365-372.

Abramson L., Lee T., Sharma S., Boyce G. (2001). Slope stability and stabilization methods. Wiley, New York, 736 p.

Adams J.C., Chandler J.H. (2002). Evaluation of lidar and medium scale photogrammetry for detecting soft-cliff coastal change. Photogrammetric Record, 17(99): 405-418.

Aeschlimann, H. (1983). Zur Gletschergeschichte des Italienischen Mont Blanc Gebietes: Val Veni-Val Ferret-Ruitor. Ph.D. thesis, Universität Zürich, 105 p.

Alean J. (1984). Ice avalanches and a landslide on Grosser Aletschgletscher. Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie, 20: 9-25.

Allen S., Owens I., Huggel C. (2008). A first estimate of mountain permafrost distribution in the Mount Cook Region of New Zealand’s Southern Alps. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 37-42.

Allen S.K., Gruber S., Owens I.F. (2009). Exploring steep bedrock permafrost and its relationship with recent slope failures in the Southern Alps of New Zealand. Permafrost and Periglacial Processes, 20: 345-356.

Amitrano D., Grasso J.R., Senfaute G. (2005). Seismic precursory patterns before a cliff collapse and critical-point phenomena. Geophysical Research Letter, 32: 1-5.

André M.F. (1997). Holocen rockwall retreat in Svalbard: a triple rate evolution. Earth Surface Processes and Landforms, 22: 423-440.

Antenucci J.C., Brown K., Croswell P.L., Kevany M. (1991). Geographic Information Systems: a guide to technology. Van Nostrand Reinhold, New York, USA, 301 p.

Antoine P. (1992). Les problèmes posés par l'instabilité des versants de grande ampleur. Bulletin de l’Association Internationale de Géologie de l’Ingénieur, 45 : 7-22.

Antoine P., Giraud A. (1995). Typologie des mouvements de versants dans un contexte opérationnel. Bulletin of Engineering Geology and the Environment, 51: 57-62.

Antoine P., Pairis J.L., Pairis B. (1975). Quelques observations nouvelles sur la structure de la couverture sédimentaire interne du massif du Mont-Blanc, entre le Col du Ferret (frontière italo-suisse) et la Tête des Fours (Savoie, France). Géologie Alpine, 51 : 5-23.

Antoine P., Féraud J., Poulain P.A. (1978). Carte géologique de la France à 1/50000 et notice explicative, feuille du Mont Blanc, n° 704. BRGM, Orléans.

Atkinson B.K. (1984). Subcritical crack-growth in geological-materials. Journal of Geophysical Research, 89(NB6): 4077-4114.

Auer I., Böhm R., Jurkovic A., Orklik A., Potzmann R., Schöner W., Ungersböck M., Brunetti M., Nanni T., Maugeri M., Briffa K., Jones P., Efthymiadis D., Mestre O., Moisselin J.M., Begert M., Brazdil R., Bochnice O., Cegnar T., Gajic-Capka M., Zaninovic K., Majstorovic Z., Szalai S., Szentimrey T., Mercalli L. (2005). A new instrumental precipitation dataset for the greater Alpine region for the period 1800-2002. International Journal of Climatology, 25: 139-166.

Augustinus P. (1995). Rock mass strength and the stability of some glacial valley slopes. Zeitschrift fuer Geomorphologie, 1: 1935-2017.

Ayala-Carcedo F.J., Cubillo-Nielsen S., Alvarez A., Dominguez M.J., Lain L., Lain R., Ortiz G. (2003). Large scale rockfall reach susceptibility map in La Cabrera Sierra (Madrid) performed with GIS and dynamic analysis at 1:5.000. Natural Hazards, 30: 325-340.

Ayrton S., Barféty J.C., Bellière J., Gubler Y., Jemelin L. (1987). Carte géologique de la France à 1/50000 et notice explicative, feuille de Chamonix, n° 680. BRGM, Orléans.


296

B

Baeriswyl P.A., Rebetez M. (1996). Répartition spatiale des modifications climatiques dans le domaine alpin. Swiss National Science Foundation, NFP 4031-038270, 236 p.

Baggio P. (1958). Il granito del Monte Bianco e le sue mineralizzazioni uranifere. Studi e ricerche della divisione geomineraria, CNRN. Roma, 1 : 1-130.

Baillifard F., Jaboyedoff M., Sartori M. (2003). Rockfall hazard mapping along a mountainous road in Switzerland using a GIS-based parameter rating approach. Natural Hazards and Earth System Sciences, 3: 431-438.

Ballantyne C.K. (2002). Paraglacial geomorphology. Quaternary Science Reviews, 21: 1935-2017.

Ballu Y. (2002). Drus, Montenvers et Mer de Glace. Hoëbeke, Paris, 144 p.

Baltsavias E.P. (1999). Aiborne laser scanning: basic relations and formulas. ISPRS Journal of Photogrammetry and Remote Sensing, 54: 199-214.

Baltsavias E.P., Favey E., Bauder A., Bösch H., Pateraki M. (2001). Digital surface modelling by airborne laser scanning and digital photogrammertry for glacial monitoring. Photogrammetric Record, 17(98): 243-273.

Banaudo J. (2006). Le train de la Mer de Glace, 100 ans d’histoire. Les Editions du Cabri, Breil-sur-Roya, France, 180 p.

Barla G., Dutto F., Mortara G. (2000). Brenva glacier rock avalanche of 18 January 1997 on the Mount Blanc range, northwest Italy. Landslide News, 13: 2-5.

Barry R.G. (1981). Mountain weather and climate. Methuen, London, 313 p.

Barsch D. (1969). Permafrost in der oberen subnivalen. Stufe der Alpen. Geographica Helvetica, 24: 10-12.

Barsch D. (1977). Eine Abschätzung von Schuttproduktion und Schutttransport im Bereich aktiver Blockgletscher in den Schweitzer Alpen. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. 28: 148-160.

Barsch D. (1988). Rockglaciers. In: Clark M.J. (Ed.). Advances in periglacial geomorphology. Chichester. John Wiley and Sons Ltd, 69-90.

Barsch D. (1996). Rock-glaciers. Indicators for the present and former geoecology in high mountain environments. Springer Series in Physical Environment, 16: 332 p.

Barsch D., Caine N. (1984). The nature of mountain geomorphology. Mountain Research and Development, 4(4): 287-298.

Becker A., Davenport C.A. (2003). Rockfalls triggered by the ad 1356 Basle Earthquake. Terra Nova, 15(4): 258-264.

Bellière J. (1988). On the age of mylonites within the Mont-blanc massif. Geodinamica Acta, 2: 13-16.

Beniston M. (2003). Climatic change in mountain regions: a review of possible impacts. Climatic Change, 59: 5-31.

Beniston M. (2004). The 2003 heat wave in Europe. A shape of things to come? Geophysical Research Letters, 31: 2022-2026.

Beniston M. (2005). Mountain climates and climatic change: an overview of processes focusing on the European Alps. Pure and Applied Geophysics, 162: 1587-1606.

Beniston M. (2006). Mountain weather and climate: a general overview and a focus on climatic change in the Alps. Hydrobiologia, 562: 3-16.

Beniston M. (2007). Linking extreme climate events and economic impacts: examples from the Swiss Alps. Energy Policy, 35: 5384-5392.

Beniston M., Haeberli W. (2001). Sensitivity of mountain regions to climatic change. In: Lozan J.L., Grassl H., Hupfer P. (Dir.). Climate of the 21st century: changes and risks. GEO Publications, Hamburg: 237-244.

Beniston M., Rebetez M., Giorgi F., Marinucci R. (1994). An analysis of regional climate change in Switzerland. Theoretical and Applied Climatology, 49: 135-159.

Beniston M., Diaz H.F., Bradley R.S. (1997). Climatic change at high elevation sites: an overview. Climatic Change, 36: 233-251.

Benn D.I., Evans D. (1998). Glaciers and glaciations. New York, Oxford University Press, 734 p.

Bernhard L., Sutter F., Haeberli W., Keller F. (1998). Processes of snow/permafrost-interactions at a high-mountain site, Murtèl/Corvatsch, eastern Swiss Alps. In: Lewkowicz A.G., Allard M. (Eds.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost. Collect. Nord., Centre d’Etudes Nordiques, Univ. Laval, Quebec, Quebec, Canada, 57: 35-41.

Bertini G., Marcucci M., Nevini R., Passerini P., Sguazzoni G. (1985). Patterns of faulting in the Mont Blanc granite. Tectonophysics, 111(1-2): 65-106.

Bertoldi G., Rigon R., Over T.M. (2006). Impact of watershed geomorphic characteristics on the energy and water budgets. Journal of Hydrometeorology, 7: 389-403.

Besson L. (2005). Les risques naturels. Coll. dossier d'expert technique, Ed. Techni.Cités, Voiron, 610 p.

Bitelli G., Dubbini M., Zanutta A. (2004). Terrestrial laser scanning and digital photogrammetry techniques to monitor landslide bodies. Proceedings of the XXth ISPRS congress, Istanbul, Turkey. Commission V, WG V/2.

297

Blès J.L., Feuga B. (1981). La fracturation des roches. Manuels & Méthodes n° 1, BRGM, Orléans, 123 p.

BMC (1978). Chamonix, une vallée, des hommes. Bibliothèque Municipale de Chamonix, Edimontagne, Servoz, 300 p.

Bodin X. (2007). Géodynamique du pergélisol de montagne : fonctionnement, distribution et évolution récente. L’exemple du massif de Combeynot. Thèse de Doctorat, Université Paris-Diderot. 273 p.

Boehler W., Heinz G., Marbs A., Siebold M. (2002). 3D scanning software: an introduction. Proceedings of the International Workshop on Scanning for Cultural Heritage Recording, Corfu, Greece, 42-47.

Boehler W., Bordas Vicent M., Marbs A. (2003). Investigating laser scanner accuracy. XIXth CIPA symposium, Antalya, Turkey, 9 p.

Böhlert R., Gruber S., Egli M., Maisch M., Brandová D., Haeberli W., Ivy-Ochs S., Christl M., Kubik P.W., Deline P. (2008). Comparison of exposure ages and spectral properties of rock surfaces in steep, high alpine rock walls of Aiguille du Midi. Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost, 143-148.

Böhm R., Auer I., Brunetti M., Maugeri M., Nanni T., Schöner W. (2001). Regional temperature variability in the European Alps: 1760-1998 from homogenized instrumental time series. International Journal of Climatology, 21: 1779-1801.

Bommer C., Phillips M., Keusen H.R., Teysseire P. (2010). Construire sur le pergélisol - Guide pratique. Institut fédéral de recherches sur la forêt, la neige et le paysage WSL, Birmensdorf, 126 p.

Bonatti W. (1962). A mes montagnes. Arthaud, Paris, France, 317 p.

Bonington C. (1992). Deux siècles d’histoire de l’alpinisme. Delachaux et Niestlé, Neuchâtel, Suisse, 285 p.

Borgatti L., Soldati M. (2005). Geomorphological hazard and human impact in mountain environments: an introduction. Geomorphology, 66: 7-11.

Bourke M.C., Ewing R.C., Finnegan D., McGowan H.A. (2009). Sand dune movement in Victoria Valley, Antarctica. Geomorphology, 109: 148-160.

Bozonnet R. (1981). Contribution à l’étude géomorphologique de la haute montagne tempérée : l’exemple du Massif du Mont-Blanc. Thèse de 3ème cycle, Université de Grenoble, 139 p.

Bozonnet R. (1994). Processus exceptionnels en haute montagne dans le massif du Mont-Blanc pendant l’été 1992. Revue de Géographie Alpine, 82 (1) : 85-92.

Bozonnet R., Bravard Y., Chardon M. (1983). Le Mont Blanc. Coll. Trésors de la Savoie, 288 p.

Brasington J., Rumsby B.T., McVey R.A. (2000). Monitoring and modelling morphological change in a braided gravel-bed river using high-resolution GPS-based survey. Earth Surface Processes and Landforms, 25: 973-990.

Brasington J., Langham J., Rumsby B. (2003). Methodological sensitivity of morphometric estimates of coarse fluvial sediment transport. Geomorphology, 53: 299-316.

Brocherel J. (1920). Eboulement et avalanches au Mont Blanc. Augusta Praetoria, 9-10 : 216-231.

Brown R.J.E., Péwé T.L. (1973). Distribution of permafrost in North America and its relationship to the environment, a review 1963-1973. In: Sanger F.J. et Hyde P.J. (Eds.). Proceedings of the Second International Conference on Permafrost. National Academy of Sciences, Washington D.C., Yakutsk, URSS, pp. 71-100.

Brown J., Ferrians O.J., Heginbottom J.A., Melnikov E.S. (1997). Circum-arctic map of permafrost and ground ice conditions. USGS. CP-45. Revised in 2001.

Brunet R., Ferras R., Théry H. (2001). Les mots de la géographie. Reclus - La Documentation Française, Montpellier/Paris, France, 518 p.

Bull W.B., Brandon M.T. (1998). Lichen dating of earthquake-generated regional rockfall events, Southern Alps, New Zealand. Geological Society of America bulletin, 110(1): 60-84.

Burgess M.M., Smith S.L., Brown J., Romanovsky V., Hinkel K. (2000). Global Terrestrial Network for Permafrost (GTNet-P): permafrost monitoring contributing to global climate observations. Geological Survey of Canada, Current Research, E14: 1-8.

Burn C., Smith C. (1988). Observations of the ‘‘thermal offset’’ in near-surface mean annual ground temperatures at several sites near Mayo, Yukon Territory Canada. Arctic, 41: 99-104.

Bussy F. (1990). Pétrogenèse des enclaves microgrenues associées aux granitoïdes calco-alcalins : exemples des massifs varisques du Mont-Blanc (Alpes occidentales) et miocène du Monte-Capanne (Ile d’Elbe, Italie). Mémoire de Géologie (Lausanne), 7, 309 p.

Bussy F., von Raumer J.F. (1994). U-Pb geochronology of Palezoic magmatic events in the Mont Blanc crystalline massif, Western Alps. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 74 : 514-515.

C

Caine N. (1974). The geomorphic processes of alpine environments. In: Ives J.D., Barry R.G. (Eds.). Arctic and Alpine Environments. Methuen, London, 721-748.

Calcaterra D., Parise M. (2001). The contribution of historical information in the assessment of landslide hazard. In: Glade T., Albini P., Francès F. (Eds.). The use of historical data in natural hazard assessments. Kluwer Academic Publishers: Dordrecht, 201-217.


298

Campy M., Macaire J.J. (2003). Géologie de la surface - Erosion, transfert et stockage dans les environnements continentaux. Dunod, Paris, 440 p.

Carrara A., Cardinali M., Detti R., Guzzetti F., Pasqui V., Reichenbach P. (1991). GIS techniques and statistical models in evaluating landslide hazard. Earth Surface Processes and Landforms, 16: 427-445.

Casty C., Wanner H., Luterbacher J., Esper J., Böhm R. (2005). Temperature and precipitation variability in the European Alps since 1500. International Journal of Climatology, 25: 1855-1880

Chardon M. (1984). Montagne et haute montagne alpine, critères et limites morphologiques remarquables en haute montagne. Revue de Géographie Alpine, 72(2-4) : 213-224.

Charlton M.E., Large A.R.G., Fuller I.C. (2003). Application of airborne LiDAR in river environments: the River Coquet, Northumberland, UK. Earth Surface Processes and Landforms, 28: 299-306.

Chen R. (1999). Analyses of drift stability and rockfall due to earthquake ground motion at Yucca Mountain, Nevada. In: Vail Rocks 1999 - The 37th U.S. Symposium on Rock Mechanics, June 7 - 9, 1999, 8 p.

Chiarle M., Iannotti S., Mortara G., Deline P. (2007). Recent debris flow occurrences associated with glaciers in the Alps. Global and Planetary Change, 56: 123-136.

Church M., Ryder J. (1972). Paraglacial sedimentation: a consideration of fluvial processes conditionned by glaciation. Geological Society of America Bulletin, 83: 3059-3072.

Church M., Stock R.F., Ryder J.M. (1979). Contemporary sedimentary environments on Baffin Island, N.W.T Canada: debris slopes accumulations. Arctic and Alpine Research, 11: 371-402.

Cihlar J., Barry T.G., Ortega Gil E., Haeberli W., Kuma K., Landwehr J.M., Norse D., Running S., Scholes R., Solomon A.M., Zhao S. (1997). GCOS/GTOS plan for terrestrial climate-related observation. GCOS 32, version 2.0, WMO/TD-796, UNEP/DEIA/TR, 97-7.

Coaz J.F. (1910). Statistik und Verbau der Lawinen in den Schweizeralpen. Bern: Stämpfli. 126 p.

Cola G. (2005). La grande frana della cresta Sud-Est della Punta Thurwieser (Thurwieser-Spitze) 3658 m (Alta Valtellina, Italia). Terra Glacialis, 8: 38-45.

Colonel M. (2008). Mont-Blanc. M. Colonel Editions, Chamonix, France, 207 p.

Colonel M. (2009). Compagnie des guides de Chamonix, une belle histoire, M. Colonel Ed., Chamonix, 288 p.

Conforti D., Deline P., Mortara G., Tamburini A. (2004). Terrestrial scanning LiDAR technology applied to study the evolution of the ice-contact Miage lake (Mont Blanc, Italy). Proceedings of the XXth ISPRS congress, Istanbul, Turkey. Commission VI, WG VI/4.

Copons R., Vilaplana J.M. (2008). Rockfall susceptibility zoning at a large scale: From geomorphological inventory to preliminary land use planning. Engineering Geology, 102(3-4): 142-151.

Corbin P., Oulianoff N. (1926). Recherches tectoniques dans la partie centrale du massif du Mont Blanc. Bulletin de la Société Vaudoise des Sciences Naturelles, 217. 101-114.

Cossart E. (2002). Les écroulements rocheux dans la vallée de la Clarée (Briançonnais, Hautes Alpes), une origine paraglaciaire ? Environnements périglaciaires, 9 : 21-40.

Cossart E., Braucher R., Fort M., Bourlès D.L., Carcaillet J. (2008). Slope instability in relation to glacial debuttressing in alpine areas (Upper Durance catchment, south-eastern France): evidence from field data and 10Be cosmic ray exposure ages. Geomorphology, 95: 3-26.

Costa J.E. (1991). Nature, mechanics, and mitigation of the Val Pola landslide, Valtellina, Italy, 1987-1988. Zeitschrift für Geomorphologie, 35: 15-38.

Coutard J.P., Francou B. (1989). Rock temperature measurements in two Alpine environments: Implications for frost shattering. Arctic and Alpine Research, 8(4): 399-416.

Coutterand S., Nicoud G. (2005). Les stades de retrait du glacier de l’Arve entre le verrou de Cluses et l’ombilic de Chamonix au cours du Tardiglaciaire (Vallée de l’Arve, Haute-Savoie). Quaternaire, 16 (2) : 85-94.

Coutterand S., Buoncristiani J.F. (2006). Paléogéographie du dernier maximum glaciaire du Pléistocène récent de la région du massif du Mont-Blanc. Quaternaire, 17(1) : 35-43.

Coutterand S., Jouty S. (2009). Glaciers, mémoire de la planète. Hoëbeke, Paris, 240 p.

Cox S.C., Allen S.K. (2009). Vampire rock avalanches of January 2008 and 2003, Southern Alps, New Zealand. Landslides, 6: 161-166

Cox S.C., Ferris B.G., Allen S. (2008). Vampire rock avalanches, Aoraki/Mount Cook National Park, New Zealand. GNS Science Report, 10: 34 p.

Crosta G.B., Agliardi F. (2003). A methodology for physically based rockfall hazard assessment. Natural Hazards and Earth System Sciences, 3: 407-422.

Crosta G.B., Chen H., Lee C.F. (2004). Replay of the 1987 Val Pola Landslide, Italian Alps. Geomorphology, 60(1-2): 127-146.

Crosta G.B., Hungr O., Sosio R., Frattini P. (2007). Dynamic analysis of the Thurwieser rock avalanche, Italian Alps. Geophysical Research Abstracts, 9, 09602.

Cruden D.M. (2003). The shapes of cold, high mountains in sedimentary rocks. Geomorphology, 55(1-4): 249-261.

299

Cruden D.M., Hu X.Q. (1993). Exhaustion and steady state models for predicting landslide hazards in the Rocky Mountains. Geomorphology, 8: 279-285.

Cruden D.M., Varnes D. J. (1996). Landslide types and processes. In: Turner A.K., Shuster R.L. (Eds.). Landslides: investigation and mitigation. Transportation Research Board, Special Report, 247: 36-75.

Cuenot C. (2004). Gay-Couttet photographes. Editions Atelier Esope, Chamonix, France, 262 p.

D

Dash J., Fu H., Wettlaufer J. (1995). The premelting of ice and its environmental consequences. Reports on Progress in Physics, 58: 115-167.

Dash J., Rempel A., Wettlaufer J. (2006). The physics of premelted ice and its geophysical consequences. Reviews of Modern Physics, 78(3): 695-741.

Davies M.C.R., Hamza O., Lumsden B.W., Harris C. (2000). Laboratory measurements of the shear strength of ice-filled rock joints. Annals of Glaciology, 31: 463-467.

Davies M.C.R., Hamza O., Harris C. (2001). The effect of rise in mean annual temperature on the stability of rock slopes containing ice-filled discontinuities. Permafrost and Periglacial Processes, 12(1): 137-144.

Davies M.C.R., Hamza O., Harris C. (2003). Physical modelling of permafrost warming in rock slopes. In: Phillips M., Springman S., Arenson L. (Eds.). Proceedings of the 8th International Conference on Permafrost. Balkema, Zürich. Pp.169-174.

de Decker Heftler S. (2001). Photographier le Mont Blanc, les pionniers. Editions Guérin, Chamonix, France, 176 p.

Dei Cas L. (2004). Il global change e la frana della Thurwieser. Rischi Naturali e Tecnologici - Rapporto sullo stato dell'ambiente in provincia di Sondrio, pp. 53-56.

Delacou B. (2004). Tectonique et géodynamique actuelle de l’arc alpin. Thèse de Doctorat, Université de Neuchâtel et de Nice Sophia-Antipolis, 250 p.

Delaloye R. (2001). Description du réseau d'observation du pergélisol en Suisse (PERMOS). Notes et Compte-Rendus du Groupe de Travail Régionalisation du Périglaciaire, 26: 137-140.

Delaloye R. (2004). Contribution à l'étude du pergélisol de montagne en zone marginale. Departement des Géosciences, Université de Fribourg, Série Geofocus, 10: 240 p.

Delaloye R., Lambiel C. (2005). Evidence of winter ascending air circulation throughout talus slopes and rock glaciers situated in the lower belt of alpine discontinuous permafrost (Swiss Alps). Norsk Geografisk Tidsskrift, 59: 194-203.

Delaloye R., Métrailler S., Lugon R. (2003). Evolution du pergélisol dans les complexes glacier-glacier rocheux des Becs-de-Bosson et de Lona (VS). Bulletin de la Murithienne: 1-15.

Delaloye R., Perruchoud E., Avian M., Kaufmann V., Bodin X., Hausmann H., Ikeda A., Kaab A., Kellerer A., Krainer K., Lambiel C., Mihajlovic D., Staub B., Roer I., Thibert E. (2008). Recent interannual variations of rock glacier creep in the European Alps. Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost 2008, Institute of Northern Engineering, University of Alaska Fairbanks, vol. 1, 349-354.

Delannoy J.J., Berlioz F., Besombes J.L., Brulbert G., Chaix C., Chantre X., Chapuis D., Delorme M., Dupassieux H., Faure G., Fouquet B., Fouvet A.C., Gayte X., Gérard J., Grillet P.Y., Imbert G., Jacques le Seigneur V., Lagoutte A.M., Lediouron K., Mouremblès C., Mugnier R., Sérès C., Stozicky A., Wlerick L., Yvrande P. (2010). Livre blanc du climat en Savoie. Conseil Général de la Savoie, 140 p.

Deline P. (1998). L'étagement morphodynamique de la haute montagne alpine: l'exemple du Val Veny (Val d'Aoste, Italie). Revue de Géographie Alpine, 86(3) : 27-35.

Deline P. (2001). Recent Brenva rock avalanches (Valley of Aosta): new chapter in an old story? Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria, Supplemento 5: 55-63.

Deline P. (2002). Etude géomorphologique des interactions écroulements rocheux/glaciers dans la haute montagne alpine (versant sud-est du massif du Mont Blanc). Thèse de doctorat de géographie, Université de Savoie, Chambéry, 365 p.

Deline P. (2003). Les grands écroulements rocheux de 1920 et de 1997 sur le glacier de la Brenva (massif du Mont Blanc): un vecteur géomorphologique pour la reconstitution de l’histoire holocène d’un bassin glaciaire de la haute montagne alpine. Collection EDYTEM - Cahiers de Géographie, 1 : 169-182.

Deline P. (2005a). Change in surface debris cover on Mont Blanc massif glaciers after the Little Ice Age termination. The Holocene, 15(2): 302-309.

Deline P. (2005b). Les écroulements holocènes sur la Brenva. Collection EDYTEM - Cahiers de Géographie, 3: 72-79.

Deline P. (2009). Interactions between rock avalanches and glaciers in the Mont Blanc massif during the late Holocene. Quaternary Science Reviews, 28: 1070-1083.

Deline P., Kirkbride M.P. (2009). Rock avalanches on a glacier and morainic complex in Haut Val Ferret (Mont Blanc Massif, Italy). Geomorphology, 103(1), 80-92.

Deline P., Kirkbride M., Ravanel L., Ravello M. (2008). The Tré-la-Tête rockfall onto the Lex Blanche glacier, Mont Blanc massif, Italy, in September 2008. Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria, 31: 251-254.


300

Deline P., Coviello V., Cremonese E., Gruber S., Krautblatter M., Jaillet S., Malet E., Morra di Cella U., Noetzli J., Pogliotti P., Rabatel A., Ravanel L., Sadier B., Verleysdonk S. (2009). L’Aiguille du Midi (massif du Mont-Blanc), un site remarquable pour l’étude du permafrost des parois d’altitude. In : Deline P., Ravanel L. (Dir.). Neige et glace de montagne. Cahiers de Géographie, Coll. EDYTEM, 8 : 135-146.

Demaison R. (1971). La montagne à mains nues. Flammarion, Paris, France, 302 p.

De Martonne E. (1929). Traité de géographie physique – Tome I : Notions générales, Climat, Hydrographie ; Tome II : Le relief du sol. Armand Colin, Paris, 496 et 562 p.

Demek J. (1994). Global warming and permafrost in Eurasia: a catastrophic scenario. Geomorphology, 10: 317-329.

Deparis J. (2007). Etude des éboulements rocheux par méthodes géophysiques. Thèse de Doctorat, Université Joseph Fourier, LGIT, 245 p.

Deparis J., Fricout B., Jongmans D., Villemin T., Effendiantz L., Mathy A. (2008). Combined use of geophysical methods and remote techniques for characterizing the fracture network of a potentially unstable cliff site (the 'Roche du Midi', Vercors massif, France). Journal of Geophysics and Engineering, 5: 147.

Devies L., Henry P. (1977). La chaîne du Mont-Blanc. Vol. 2 : Les Aiguilles de Chamonix. Arthaud, Paris, France, 320 p.

Dewez T., Gebrayel D., Lhomme D., Robin Y. (2009). Quantification de l’évolution des côtes sableuses et rocheuses par photogrammétrie et lasergrammétrie, La Houille Blanche, 1: 32-37.

Dewitte O., Demoulin A. (2005). Morphometry and kinematics of landslides inferred from precise DTMs in West Belgium. Natural Hazards and Earth System Sciences, 5: 259-265.

Dikau R. (1993). Geographical information systems as tools in geomorphology. Zeitschrift für Geomorphologie, Suppl. 92: 231-239.

Dikau R., Cavallin A., Jäger S. (1996). Database and GIS for landslide research in Europe. Geomorphology, 15: 227-239.

Diri J.-P. (2002). La notion de « moyennes montagnes ». In : Bordessoule E. (Ed.). Les montagnes. Coll. Questions de Géographie. Editions du Temps, Nantes, pp.33-46.

Donati L., Turrini M.C. (2002). An objective method to rank the importance of the factors predisposing to landslides with the GIS methodology: application to an area of the Apennines (Valnerina; Perugia, Italy). Engineering Geology, 63: 277-289.

Dorren L., Seijmonsbergen A. (2003). Comparison of three GIS-based models for predicting rockfall runout zones at a regional scale. Geomorphology, 56: 49-64.

Dramis F., Govi M., Guglielmin M., Mortara G. (1995). Mountain permafrost and slope instability in the Italian Alps: the Val Pola landslide. Permafrost Periglacial Processes, 6(1): 73- 82.

Drobyshev V.N. (2006). Glacial catastrophe of 20 September 2002 in North Osetia. Russian Journal of Earth Sciences, 8, p. ES4004. DOI: 10.2205/2006ES000207.

Dubois C., Couchot P., Alvarez Calleja A., Boeglin E., Chambaudet A. (1998). Specific mercury porosimeter for low-porosity materials. Measurement Science and Technology. 9: 2012-2022.

Duchêne S., Blichert-Toft J., Luais B., Télouk P., Lardeaux J.M., Albaréde F. (1997). The Lu-Hf dating of garnets and the ages of the Alpine high-pressure metamorphism. Nature, 387: 586-589.

Dunning S.A., Massey C.I., Rosser N.J. (2009). Structural and geomorphological features of landslides in the Bhutan Himalaya derived from Terrestrial Laser Scanning. Geomorphology, 103: 17-29.

Duret D. (1999). Mont-Blanc. Editions de Faucompret, Serres, France, 83 p.

Dussauge C., Helmstetter A., Grasso J.R., Hantz D., Desvarreux P., Jeannin M., Giraud A. (2002). Probabilistic approach to rock fall hazard assessment: potential of historical data analysis. Natural Hazards and Earth System Sciences, 2: 15-26.

Dussauge C., Grasso J.R., Helmstetter A. (2003). Statistical analysis of rockfall volume distributions: Implications for rockfall dynamics. Journal of Geophysical Research, 108, B6, DOI: 10.1029/2001JB000650.

Dutto F., Mortara G. (1991). Grandi frane storiche con percorso su ghiacciaio in Valle d’Aosta. Revue Valdotaine d’Histoire Naturelle, 45: 21-35.

E

Eberhardt E. (2008). Twenty-Ninth Canadian Geotechnical Colloquium: the role of advanced numerical methods and geotechnical field measurements in understanding complex deep-seated rock slope failure mechanisms. Canadian Geotechnical Journal: 45 (4): 484-510.

Eberhardt E., Stead D., Coggan J.S. (2004). Numerical analysis of initiation and progressive failure in natural rock slopes - the 1991 Randa rockslide. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences: 41(1): 69-87.

Ebohon B., Schrott L. (2008). Modeling mountain Permafrost Distribution. A NewPermafrost Map of

301

Austria. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 397-402.

Eggert D.W., Fitzgibbon A.W., Fisher R.B. (1998). Simultaneous registration of multiple range views for use in reverse engineering of CAD models. Computer Vision and Image Understanding, 69(3): 253-272.

Einstein A. (1917). Zur Quantentheorie der Strahlung. Physikalische Zeitschrift, 18: 121-128.

Erismann T.H., Abele G. (2001). Dynamics of rockslides and rockfalls. Springer, Berlin, 316 p.

Etzelmüller B., Berthling I., Sollid J.L. (1998). The distribution of permafrost in southern Norway - a GIS approach. In: Lewkowicz A.G., Allard M. (Ed.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost. Collection Nordicana. Centre d’Etudes Nordiques, Université Laval, Canada, pp. 251-257.

Etzelmüller B., Hoelzle M., Heggem E.S.F., Isaksen K., Mittaz C., Vonder Mühll D., Ødegård R.S., Haeberli W., Sollid J.L. (2001). Mapping and modelling the occurrence and distribution of mountain permafrost. Norwegian Journal of Geography, 55: 186-194.

Evans A., Liévois J. (2006). Deux crises vécues : Sixt-Fer-à-Cheval (2003) et les Contamines (2005). In : Amelot F. (Dir.). Actes du Colloque Géologie et risques naturels : la gestion des risques au Pays du Mont-Blanc, 18 nov. 2006, Sallanches. CNM, Sallanches : 25.

Evans S.G. (2002). Climate Change and geomorphological hazards in the Canadian Cordillera; the anatomy of impacts and some tool for adaptation. Scientific Report 1999-2001 – Summary of Activities and Results Climate Change Action Fund Project, 14 p.

Evans S.G., Clague J. (1988). Catastrophic rock avalanches in glacial environment. Proceedings of the 5th Symposium on Landslides, 10-15 July 1988, Lausanne, Switzerland. 1153-1158.

Evans S.G., Clague J.J. (1994). Recent climatic change and catastrophic geomorphic processes in mountain environments. Geomorphology, 10(1-4): 107-128.

Evans S.G., Clague J.J. (1997). The impact of climate change on catastrophic geomorphic processes in the mountains of Alberta, British Columbia, and the Yukon. In: Taylor E., Taylor W. (Eds.). Responding to global climate change in B.C. and the Yukon. Environment Canada - British Columbia Ministry of Environment Lands and Parks, Victoria, B.C., 7-16.

Evans S.G., Gardner J.S. (1989). Risques de catastrophes naturelles dans la Cordillière canadienne. In : Fulton R.J. (Ed.). Le Quaternaire du Canada et du Groenland, 1 : 756-767.

Evans S.G., Tutubalina O.V., Drobyshev V.N., Chernomorets S.S., McDougall S., Petrakov D.A., Hungr O. (2009). Catastrophic detachment and high-velocity long-runout flow of Kolka Glacier, Caucasus Mountains, Russia in 2002. Geomorphology, 105: 314-321.

F

Farbrot H., Etzelmüller B., Gudmundsson A., Schuler T.V., Eiken T., Humlum O., Björnsson H. (2007). Thermal characteristics and impact of climate change on mountain permafrost in Iceland. Journal of Geophysical Research, 112, DOI: 10.1029/2006JF000541.

Feng Q., Röshoff K. (2006). Semi-automatic mapping of discontinuity orientation at rock exposure by using 3D laser scanning techniques. IAEG 2006, The Geological Society of London, 751, 5 p.

Ferrians O.J. (1965). Permafrost map of Alaska. USGS, Miscellaneous Map. 1-145.

Fischer L. (2009). Slope instabilities on perenially frozen and glacierized rock walls: multi-scale observations, analyses and modelling. Schriftenreihe Physische Geographie, Glaziologie und Geomorphodynamik, 58, 182 p.

Fischer L., Huggel C. (2008). Methodical design for stability assessments of permafrost-affected high-mountain rock walls. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. INEUAF, Fairbanks, Alaska, US: 439-444.

Fischer L., Kääb A., Huggel C., Noetzli J. (2006). Geology, glacier changes, permafrost and related slope instabilities in a high-mountain rock wall: Monte Rosa east face, Italian Alps. Natural Hazards and Earth System Sciences, 6: 761-772.

Fischer L., Amann F., Moore J.R., Huggel C. (2010). Assessment of periglacial slope stability for the 1988 Tschierva rock avalanche (Piz Morteratsch, Switzerland). Engineering Geology, DOI: 10.1016/j.enggeo.2010.07.005

Fish A.M., Zaretsky Y.K. (1997). Ice strength as a function of hydrostatic pressure and temperature. Cold Region Research and Engineering Laboratory, Technical Report: 97-6.

Flageollet J.-C. (1989). Les mouvements de terrain et leur prévention. Coll. Géographie, Masson, Paris, 224 p.

Fort M., Cossart E., Deline P., Dzikowski M., Nicoud G., Ravanel L., Schoeneich P., Wassmer P. (2009). Geomorphic impacts of large and rapid mass movements: a review. Géomorphologie, 1: 47-64.

Francou B. (1982). Chutes de pierres et éboulisation dans les parois de l’étage périglaciaire. Revue de Géographie Alpine, 70 : 279-300.

Francou B. (1988). L’éboulisation en haute montagne (Andes et Alpes). Edictec, Thèse d’Etat, Centre Géomorphologie CNRS, Université de Caen, 2 vol, 696 p.

Francou B. (1993). Hautes montagnes, Passion d’Explorations. Masson, Paris, 202 p.


302

Frauenfelder R. (2005). Regional-scale modelling of the occurrence and dynamics of rockglaciers and the distribution of paleopermafrost. Physische Geographie, 45: 70 p.

Frauenfelder R., Allgöwer B., Haeberli W., Hoelzle M. (1998). Permafrost investigations with GIS - a case study in the Fletschhorn area, Wallis, Swiss Alps. In: Lewkowicz A.G., Allard M. (Ed.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost. Collection Nordicana. Centre d’Etudes Nordiques, Université Laval, Yellowknife, Canada, pp. 291-295.

Frayssines M. (2005). Contribution à l’évaluation de l’aléa éboulement rocheux. Thèse de Doctorat, Université J. Fourier, Grenoble, 221 p.

French M.H. (2007). The periglacial environment. John Wiley and Sons, New York, 478 p.

Frison-Roche R., Tairraz P. (1968). Mont Blanc aux sept vallées. Arthaud, Paris, France, 280 p.

Fröhlich C., Mettenleiter M. (2004). Terrestrial laser scanning, new perspectives in 3D surveying. International Archives of Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Sciences, 36: 7-13.

Fujii Y., Higuchi K. (1976). Ground temperature and its relation to permafrost occurrences in the Khumbu Himal and Hidden Valley. Seppyo, 38: 125-128.

Fukui K., Fujii Y., Ageta Y., Asahi K. (2007). Changes in the lower limit of mountain permafrost between 1973 and 2004 in the Khumbu Himal, the Nepal Himalayas. Global and Planetary Change, 55: 251-256.

G

Galibert G. (1965). La haute montagne alpine - L'évolution actuelle des formes dans les hauts massifs des Alpes et dans certains reliefs de comparaison. Imp. F. Boisseau, Toulouse, 405 p.

Gallart F., Clotet N. (1988). Some aspects of the geomorphic processes triggered by extreme rainfall event: the November 1982 flood in the Eastern Pyrenees. Catena, suppl. 13: 79-95.

Gardner J. (1970). Rockfall: a geomorphic process in high mountain terrain. The Albertan Geographer, 6: 15-20.

Geertsema M., Clague J.J., Schwab J.B., Evans S.G. (2006). An overview of recent large catastrophic landslides in northern British Columbia, Canada. Engineering Geology, 83: 120-143.

Gellatly A.F., Whalley W.B., Douglas G.R. (1984). Rockfalls in mountainous regions: establishing a rationale for effective study. In: Actes du colloque Mouvements de terrain. Université de Caen, France, mars 1984, Documents du BRGM, 83, pp 101-108.

Géraud Y., Caron J.M., Faure P. (1995). Porosity network of a ductile shear zone. Journal of Structural Geology, 17(12): 1757-1995.

GFGI (2000). Caractérisation et cartographie de l’aléa dû aux mouvements de terrain. Collection Environnement – Les risques naturels. Laboratoire Central des Ponts et Chaussées, 91 p.

Giani G.P. (1992). Rock slope stability analysis. A.A. Balkema, Rotterdam. 361 p.

Giani G.P., Silvano S., Zanon G. (2001). Avalanche of 18 January 1997 on Brenva Glacier, Mont Blanc Group, Western Italian Alps: an unusual process of formation. Annals of Glaciology, 32 : 333-338.

Giardino M., Giordan D., Ambrogio S. (2004). G.I.S. technologies for data collection, management and visualization of large slope instabilities: two applications in the Western Italian Alps. Natural Hazards and Earth System Sciences, 4: 197-211.

GIEC (2007). Bilan 2007 des changements climatiques. Contribution des Groupes de travail I, II et III au quatrième Rapport d’évaluation du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat. GIEC, Genève, Suisse, 103 p.

Glade T. (2001). Landslide hazard assessment and historical landslide data, an inseparable couple? In: Glade T., Albini P., F. Francès (Eds.). Advances in Natural and Technological Hazards Research. Kluwer Academic Publishers: Dordrecht, 153-168.

Glade T., Albini P., Francès F. (2001). An introduction to the use of historical data in natural hazard assessments. In: Glade T., Albini P., F. Francès (Eds.). Advances in Natural and Technological Hazards Research. Kluwer Academic Publishers: Dordrecht, xvii-xxv.

Godone F., Godone F., Tamburini A., Mortara G. (2007). La valanga di roccia della Cima Thurwieser (SO): determinazione del volume con tecniche di fotografia digitale. In: Atti della 11a ConferenzaNazionaleASITA, Torino, Italy, 6-9 November, vol. II, pp.1275-1280.

Goguel J. (1980). Les risques de grands éboulements. La Recherche, 11 : 620 - 628.

Gruber S. (2005). Mountain permafrost: transient spatial modelling, model verification and the use of remote sensing. Thèse de Doctorat, Université de Zürich, Zürich, 121 p.

Gruber S. (2009). Le permafrost de haute montagne. In: Deline P., Ravanel L. (dir.). Neige et glace de montagne. Cahiers de Géographie, Coll. EDYTEM, 8 : 125-134.

Gruber S., Hoelzle M. (2001). Statistical modelling of mountain permafrost distribution: local calibration and incorporation of remotely sensed data. Permafrost and Periglacial Processes, 12(1): 69-77.

303

Gruber S., Haeberli W. (2007). Permafrost in steep bedrock slopes and its temperature-related destabilization following climate change. Journal of Geophysical Research, 112, DOI: 10.1029/2006JF000547.

Gruber S., Haeberli W. (2009). Mountain permafrost. In: Margesin R. (Ed.). Permafrost soils. Biology series, Springer, 16: 33-44.

Gruber S., Peter M., Hoelzle M., Woodhatch I., Haeberli W. (2003). Surface temperatures in steep alpine rock faces. A strategy for regional scale measurement and modelling. In: Proceedings of the 8th International Conference on Permafrost, Zürich. Swets & Zeitlinger, Lisse, 6 p.

Gruber S., Hoelzle M., Haeberli W. (2004a). Rock-wall temperatures in the Alps: modeling their topographic distribution and regional differences. Permafrost and Periglacial Processes, 15: 299-307.

Gruber S., Hölzle M., Haeberli, W. (2004b). Permafrost thaw and destabilization of Alpine rock walls in the hot summer of 2003. Geophysical Research Letters, 31: L13504. DOI: 10.1029/2004GL020051.

Gruber S., King L., Kohl T., Herz T., Haeberli W., Hoelzle M. (2004c). Interpretation of geothermal profiles perturbed by topography: the Alpine permafrost boreholes at Stockhorn Plateau, Switzerland. Permafrost and Periglacial Processes, 15: 349-357.

Gruber S., Handschin T., Noetzli J. (2007). Can we use the timing of 2003 rockfall from alpine permafrost areas to learn about their release mechanisms? Geophysical Research Abstracts, 1MO3P-0054.

Guenzel F. (2008). Shear strength of ice-filled rock joints. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedins of the 9th International Conference on Permafrost. INEUAF, Fairbanks, Alaska, US: 581-586.

Guglielmin M., Cannone N., Dramis F. (2001). Permafrost-glacial evolution during the Holocene in the Italian central Alps. Permafrost Periglacial Processes, 12(1): 111-124.

Guglielmi Y., Cappa F., Rutqvist J., Tsang C.F., Thoraval A. (2008). Mesoscale characterization of coupled hydromechanical behaviour of a fractured-porous slope in response to free water-surface movement. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences, 45(6): 862-878.

Guichon F. (1984). Montagne, photographies de 1845 à 1914. Denoël, Paris, 128 p.

Gutenberg B., Richter C.F. (1949). Seismicity of the earth and associated phenomena. Princeton University Press, 278 p.

Guzzetti F., Reichenbach P., Wieczorek G.F. (2003). Rockfall hazard and risk assessment in the Yosemite Valley, California, USA. Natural Hazards and Earth System Sciences, 3: 491-503.

H

Haeberli W. (1973). Die Basis-Temperatur der winterlichen Schneedecke als möglicher Indikator für die Verbreitung von Permafrost in den Alpen. Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie. UniversitätsverlagWagner - Innsbruck, pp. 221-227.

Haeberli W. (1975). Untersuchungen zur Verbreitung von Parmafrost zwischen Flüelapass und Piz Grialetsch (Graubünden). Mitteilung der Versuchsanstalt für Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie an der Eidgenössischen Technischen Hochschule Zürich, 17, 221 p.

Haeberli W. (1985). Creep of mountain permafrost, internal structure and flow of alpine rock glacier. Mitteilung - Versuchsanstalt für Wasserbau, ETH, Zurich, 77: 142 p.

Haeberli W. (1992). Construction, environmental problems and natural hazards in periglacial mountain belts. Permafrost and Periglacial Processes, 3: 111-124.

Haeberli W. (2005). Investigating glacier-permafrost relationships in high-mountain areas: historical background, selected examples and research needs. In: Harris C., Murton J.B. (Eds). Cryospheric systems: glaciers and permafrost. Geological Society, London, Special publications, 242: 29-37.

Haeberli W., Epifani F. (1986). Mapping the distribution of buried glacier ice – an example from Lago Delle Locce. Monte Rosa, Italian Alps. Annals of Glaciology, 8 : 78-81.

Haeberli W., Gruber S. (2008). Research challenges for permafrost in steep and cold terrain: an alpine perspective. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp 597-605.

Haeberli W., Patzelt G. (1982). Permafrostkartierung im Gebiet der Hochebenkar-Blockgletscher, Obergurgl, Ötztaler Alpen. Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie. 18: 127-150.

Haeberli W., Iken A., Siegenthaler H. (1979). Glaziologische Aspekte beim Bau der Fernmelde-Mehrzweckanlage der PTT auf dem Chli Titlis. VAW Mitteilungen, 41: 59-75.

Haeberli W., Hölzle M., Keller F., Schmid W., Vonder Mühll D., Wagner S. (1993). Monitoring the long-term evolution of mountain permafrost in the Swiss Alps. In: Proceedings of the 6th International Conference on Permafrost, South China. University of Technology Press, Beijing, pp. 214-219.

Haeberli W., Wegmann M., Vonder Mühll D. (1997). Slope stability problems related to glacier shrinkage and permafrost degradation in the Alps. Eclogae Geologicae Helvetiae, 90: 407-414.


304

Haeberli W., Kääb A., Hoelzle M., Bösch H., Funk M., Vonder Mühll D., Keller F. (1999). Eisschwund und Naturkatastrophen im Hochgebirge. VDF Hochschulverlag an der ETH Zürich, Zürich, Switzerland. 190 p.

Haeberli W., Huggel C., Kaeaeb A., Polkvoj A., Zotikov I., Osokin N. (2003a). The Kolka-Karmadon rock/ice slide of 20 September 2002: an extraordinary event of historical dimensions in North Osetia (Russian Caucasus). EGS - AGU - EUG Joint Assembly, Abstracts from the meeting held in Nice, France, 6 - 11 April 2003, 1978.

Haeberli W., Huggel C., Kääb A., Polkvoj A., Zotikov I., Osokin N. (2003b). Permafrost conditions in the starting zone of the Kolka-Karmadon rock/ice slide of 20 September 2002 in North Osetia (Russian Caucasus). In: Haeberli W., Brandovà D. (Eds.), Extended Abstracts on Current Research and Newly Available Information, 8th International Conference on Permafrost, Zurich, 21-25 July 2003, pp. 49-50.

Haeberli W., Huggel C., Kääb A., Zgraggen-Oswald S., Polkvoi A., Galushkin I., Zotikov I., Osokin N. (2004). The Kolka–Karmadon rock/ice slide of 20 September 2002: an extraordinary event of historical dimensions in North Ossetia, Russian Caucasus. Journal of Glaciology, 50: 533-546.

Haeberli W., Hallet B., Arenson L., Elconin R., Humlum O., Kääb A., Kaufmann V., Ladanyi B., Matsuoka N., Springman S., Vonder Mühll D. (2006). Permafrost creep and rock glacier dynamics. Permafrost and Periglacial Processes, 17: 189-214.

Hagenmüller J.F. (2004). Mont-Blanc : lumières d'altitude. Glénat, Grenoble, France, 160 p.

Hajri S., Sadier B., Jaillet S., Ployon E., Boche E., Chakroun A., Saulnier G.M., Delannoy J.J. (2009). Analyse spatiale et morphologique d’une forêt de stalagmites par modélisation 3D dans le réseau d’Orgnac (Ardèche, France). Karstologia, 53: 1-14.

Hall K. (2006). Perceptions of rock weathering in cold regions: a discussion on space and time attributes of scale. Géomorphologie, 3 : 3: 187-196.

Hall K., André M-F (2001). New insights into rock weathering from high-frequency rock temperature data: an Antarctic study of weathering by thermal stress. Geomorphology, 41: 23-35.

Hallet B. (1983). The breakdown of rock due to freezing: a theoretical model. In: Proceedings of the Fourth International Conference on Permafrost, 17-22 July, Fairbanks Alaska. National Academy Press: Washington DC; 433-438.

Hallet B., Walder J.S., Stubbs C.W. (1991). Weathering by segregation ice growth in microcracks at sustained subzero temperatures: verification from an experimental study of acoustic emissions. Permafrost and Periglacial Processes, 2: 283-300.

Hancock G.R., Crawter D., Fityus S.G., Chandler J., Wells T. (2008). The measurement and modelling of rill erosion at angle of repose slopes in mine spoil. Earth Surface Processes and Landforms, 33: 1006-1020.

Hanson S., Hoelzle M. (2004). The thermal regime of the active layer at the Murtèl rockglacier based on data from 2002. Permafrost and Periglacial Processes, 15: 273-282.

Hantz D., Frayssines M. (2007). Contribution à l’évaluation de la durée de vie d’un compartiment rocheux susceptible de s’ébouler. Revue française de Géotechnique, 119 : 65-72.

Hantz D., Dussauge-Peisser C., Jeannin M., Vengeon J.M. (2002). Danger d'éboulements rocheux : de l'opinion d'expert à une évaluation quantitative. Symposium Geomorphology: from expert opinion to modelling, Strasbourg, 2002, 8 p.

Hantz D., Vengeon J.M., Dussauge-Peisser C. (2003). An historical, geomechanical and probabilistic approach to rock fall hazard assessment. Natural hazards and Earth System Sciences, 3: 693-701.

Harp E.L., R.W. Jibson (2002). Anomalous concentrations of seismically triggered rock falls in Pacoima Canyon: are they caused by highly susceptible slopes or local amplification of seismic shaking? Bulletin of the Seismological Society of America, 92(8), 3180-3189.

Harris C. (2005). Climate change, mountain permafrost degradation and geotechnical hazard. In: Huber U.M., Bugmann H.K.M., Reasoner M.A. (Eds.). Global Change and mountain regions. An overview of current knowledge, Springer: Dordrecht, 215-224.

Harris C., Isaksen K. (2008). Recent warming of european permafrost: evidence from borehole monitoring. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 655-661.

Harris S.A., Pedersen D.E. (1998). Thermal regimes beneath coarse blocky material. Permafrost and Periglacial Processes, 9: 107-120.

Harris C., Vonder Mühll D. (2001). Permafrost and climate in Europe. Climate change, mountain permafrost degradation and geotechnical hazard advances in Global Change research, 9: 71-82.

Harris C., Davies M.C.R., Etzelmüller B. (2001a). The assessment of potential geotechnical hazards associated with mountain permafrost in a warming global climate. Permafrost and Periglacial Processes, 12(1): 145-156.

Harris C, Haeberli W, Vonder Mühll D, King L. (2001b). Permafrost monitoring in the high mountains of Europe: the PACE Project in its global context. Permafrost and Periglacial Processes, 12(1): 3-11.

Harris C., Vonder Mühll D., Isaksen K., Haeberli W., Sollid J., King L., Holmlund P., Dramis F., Guglielmin M., Palacios D. (2003). Warming permafrost in

305

European mountains. Global and Planetary Change, 39: 215-225.

Harris C., Arenson L.U., Christiansen H.H., Etzelmüller B., Frauenfelder R., Gruber S., Haeberli W., Hauck C., Hölzle M., Humlum O., Isaksen K., Kääb A., Kern-Lütschg M.A., Lehning M., Matsuoka N., Murton J., Nötzli J., Phillips M., Ross N., Seppälä M., Springman S.M., Vonder Mühll D. (2009). Permafrost and climate in Europe: monitoring and modelling thermal, geomorphological and geotechnical responses. Earth-Science Reviews, 92:117-171.

Hartbrot A. (2008). Exploitation de données météorologiques dans le massif du Mont-Blanc pour l’étude du permafrost. Rapport de stage de fin d’études n° 1131a, Ecole Nationale de la Météorologie / EDYTEM / ARPA Vallée d’Aoste, 55 p.

Hauck C. (2001). Géophysical methods for detecting permafrost in high mountains. Thèse de Doctorat, ETH-Zürich, Zürich, 204 p.

Hauck C. (2002). Frozen ground monitoring using DC resistivity tomography. Geophysical Research Letters, 29(21): 2016.

Hauck C., Vonder Mühll D. (1999).Detecting alpine permafrost using electro-magnetic methods. Advances in Cold-Region Thermal Engineering and Sciences, 533: 475-482.

Hauck C., Bach M., Hilbich C. (2008). A four-phase model to quantify subsurface ice content in permafrost regions based on geophysical data sets. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.), Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 675-680.

Heginbottom J.A., Radburn L.K. (1993). Permafrost and ground ice conditions of northwestern Canada. Map 1691, Geological Survey of Canada.

Heimsath A.M., McGlynn R. (2008). Quantifying periglacial erosion in the Nepal high Himalaya. Geomorphology, 97: 5-23.

Heincke B., Maurer H., Green A.G., Willenberg H., Spillmann T., Burlini L. (2006). Characterizing an unstable mountain slope using shallow 2-D and 3-D seismic tomography. Geophysics, 71(6): 241-256.

Heritage G.L., Hetherington D. (2007). Towards a protocol for laser scanning in fluvial geomorphology. Earth Surface Processes and Landforms, 32(1): 66-74.

Heritage G.L., Large A.R.G. (2009). Principles of 3D laser scanning. In: Heritage G.L., Large A.R.G. (Ed.). Laser scanning for the environmental sciences. Wiley-Blackwell, Chichester, UK, 21-34.

Heritage G.L., Milan D.J. (2009). Terrestrial laser scanning of grain roughness in a gravel-bed river. Geomorphology, 113(1-2): 4-11.

Hetherington D. (2009). Laser scanning: data quality, protocols and general issues. In: Heritage G.L., Large A.R.G. (Ed.). Laser scanning for the environmental sciences. Wiley-Blackwell, Chichester, UK, 82-101.

Hewitt K. (1988). Catastrophic landslide deposits in the Karakorum Himalaya. Science, 242: 64-67.

Highland L. (2004). Landslide types and processes. USGS Fact Sheet, 3072, 4 p.

Hodgetts D. (2009). LiDAR in the environmental sciences: geological applications. In: Heritage G.L., Large A.R.G. (Ed.). Laser scanning for the environmental sciences. Wiley-Blackwell, Chichester, UK, 165-179.

Hoek E., Bray J.W. (1981). Rock slope engineering. The Institution of Mining and Metallurgy, London. 525 p.

Hoelzle M. (1996). Mapping and modelling of mountain permafrost distribution in the Alps. Norwegian Journal of Geography, 50: 11-15.

Hoelzle M., Gruber S. (2008). Borehole and ground surface temperatures and their relationship to meteorological conditions in the Swiss Alps. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp 723-728.

Hoelzle M., Haeberli W. (1995). Simulating the effects of mean annual air temperature changes on permafrost distribution and glacier size. An example from the Upper Engadin, Swiss Alps. Annals of Glaciology, 21: 400-405.

Hoelzle M., Wegmann M., Krummenacher B. (1999). Miniature temperature dataloggers for mapping and monitoring of permafrost in high mountain areas: first experience from the Swiss Alps. Permafrost and Periglacial Processes, 10(2): 113-124.

Hoelzle M., Mittaz C., Etzelmüller B., Haeberli W. (2001). Surface energy fluxes and distribution models of permafrost in European mountain areas: an overview of current developments. Permafrost and Periglacial Processes, 12(1): 53-68.

Hoelzle M., Vonder Mühll D., Haeberli W. (2002). Thirty years of permafrost research in the Corvatsch-Furtschellas area, Eastern Swiss Alps: a review. Norwegian Journal of Geography, 56 (2): 137-145.

Hoelzle M., Paul F., Gruber S., Frauenfelder R. (2005). Glacier and Permafrost in Moutain areas: different modelling approaches. Projecting Global Change Impact and Sustainable Land use and Natural Resource Management in Mountain Biosphere Reserves (GLOCHAMORE). Global Change Impacts in Mountain Bisophere Reserves. UNESCO, Paris, pp. 28-39.

Hsü K.J. (1975). Catastrophic debris streams (sturzstroms) generated by rockfalls. Geological Society of America Bulletin, 86: 129-140.

Huber A. (1992). Der-Val-pola rockslide in the upper Valtellina valley of 28 July 1987. Eclogae Geologicae Helvetiae, 85: 307-325.


306

Huggel C. (2008). Recent extreme slope failures in glacial environments: effects of thermal perturbation. Quaternary Science Reviews, 28(11/12): 1119-1130.

Huggel C., Zgraggen-Oswald S., Haeberli W., Kääb A., Polkvoj A., Galushkin I., Evans S.G. (2005). The 2002 rock/ice avalanche at Kolka/Karmadon, Russian Caucasus: assessment of extraordinary avalanche formation and mobility, and application of QuickBird satellite imagery. Natural Hazards and Earth System Sciences, 5: 173-187.

Huggel C., Gruber S., Caplan-Auerbach, J.,Wessels R.L., Molnia B.F. (2008). The 2005 Mt. Steller, Alaska, Rock–ice avalanche: what dose it tell us about large slope failure in cold permafrost? In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.), Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 747-752.

Huggel C., Salzmann N., Allen S., Caplan-Auerbach J., Fischer L., Haeberli W., Larsen C., Schneider D., Wessels R. (2010). Recent and future warm extreme events and high-mountain slope failures. Philosophical Transactions of the Royal Society., 368: 2435-2459.

Hungr O., Evans S.G., Hazzard J. (1999). Magnitude and frequency of rock falls along the main transportation corridors of southwestern British Columbia. Canadian Geotechnical Journal, 36: 224-238.

Huntera G., Pinkerton H., Aireya R., Calvaric S. (2003). The application of a long-range laser scanner for monitoring volcanic activity on Mount Etna. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 123(1-2): 203-210.

I

Ibsen M.L., Brunsden D. (1996). The nature, use and problems of historical archives for the temporal occurrence of landslides, with specific reference to the south coast of Britain, Ventnor, Isle of Wight. Geomorphology, 15: 241-258.

Imhof M. (1996). Modelling and verification of the permafrost distribution in the Bernese Alps (Western Switzerland). Permafrost and Periglacial Processes. 7: 267-280.

Isaksen K., Hauck C., Gudevang E., Ødegård R.S., Sollid J.L. (2002). Mountain permafrost distribution in Dovrefjell and Jotunheimen, southern Norway, based on BTS and DC resistivity tomography data. Norwegian Journal of Geography, 56 (2): 122-136.

Ishikawa M. (2003). Thermal response at the snow-ground interface and their implications for permafrost investigation. Geomorphology, 52: 105-120.

Itasca (2004). Itasca Software Products – UDEC (Universal Distinct Element Code) 4.0. Itasca Consulting group Inc., Minneapolis, USA.

Ives J.D., Messerli B. (1984). Stability and instability of mountain ecosystems, lessons learned and recommendations for the future. Mountain Research and Development, 4: 63-71.

J

Jaboyedoff M., Labiouse V. (2003). Preliminary assessment of rockfall hazard based on GIS data. ISRM 2003, Technology roadmap for rock mechanics, South African Institute of Mining and Metallurgy, 576-578.

Jaboyedoff M., Baillifard F., Marro C., Philippossian F., Rouiller J.D. (1999). Detection of rock instabilities: Matterock methodology. In: Masuya H., Labiouse V. (Eds.). Proceedings of the Joint Japan-Swiss scientific on Impact Load by Rock Falls and Design of protection Structures. Kanazawa, 37-43.

Jaboyedoff M., Baillifard F., Hantz D., Heidenreich B., Mazzoccola D. (2001). Terminologie. In : Carere K., Ratto S., Zanolini F. (coord.). Prévention des mouvements de versants et des instabilités de falaise. Programme INTERREG 2C « Falaises », pp. 48-57.

James T., Murray T., Barrand N.E., Barr S.L. (2006). Extracting photogrammetric ground control from LiDAR DEMs for change detection. The Photogrammetric Record, 21: 312-328.

Janeras M., Navarro M., Arnó G., Ruiz A., Kornus W., Talaya J., Barberà M., López F. (2004). LiDAR application to rock fall hazards assessment in Vall de Nuria. 4th ICA Mountain Cartography Workshop, Vall de Núria, Catalonia, Spain, 14 p.

Jeannin M. (2001). Approches quantitatives de l’érosion des versants rocheux. Etude des gorges de l’Arly et du sillon subalpin. Mémoire de DEA, Lirigm, Université Joseph Fourier, Grenoble, 2001.

Jeannin M. (2005). Etude des processus d’instabilités des versants rocheux par prospection géophysique, apport du radar géologique. Thèse de Doctorat, Université Joseph Fourier, 241 p.

Johnson G.L., Hanson C.L. (1994). Topographic and atmospheric influences on precipitation variability over a mountainous watershed. Journal of applied meteorology, 34: 68-87.

Johnston G.H. (1981). Permafrost: engineering, design and construction. J. Wiley and Sons, New York, 340 p.

Jullien frères (non daté). Au Pays du Mont-Blanc, 36 vues. Jullien frères, phot.-éditeurs, Genèves, 36 p.

307

Jones P.D., Briffa K.R., Barnett T.P., Tett S.F.B. (1998). High-resolution palaeoclimatic records for the last Millennium: interpretation, integration and comparison with general circulation model control-run temperatures. The Holocene, 8: 455-471.

Jorgenson M.T., Shur Y.L., Pullman E.R. (2006). Abrupt increase in permafrost degradation in Arctic Alaska. Geophysical Research Letters, 33: L02503. DOI: 10.1029/2005GL024960.

Jungo P., Beniston M. (2001). Changes in the anomalies of extreme temperature anomalies in the 20th century at Swiss climatological stations located at different latitudes and altitudes. Theoretical and Applied Climatology, 69: 1-12.

K

Kääb A., Reynolds J.M., Haeberli W. (2005). Glacier and permafrost hazards in high mountains. In: Huber U.M., Bugmann H.K.M., Reasoner M.A. (Dir.). Global change and mountain regions - a state of knowledge overview. Springer, Dordrecht, 225-234.

Kääb A., Frauenfelder R., Roer I. (2007). On the response of rockglacier creep to surface temperature increase. Global and Planetary Change, 56(1-2): 172-187.

Keefer D.K. (2002). Investigating landslides caused by earthquakes: an historical review. Surveys in Geophysics, 23 (6): 473-510.

Keller F. (1992). Automated mapping of mountain permafrost using the program PERMAKART within the Geographical Information System ARC/INFO. Permafrost and Periglacial Processes, 3(2): 133-138.

Keller F. (1994). Interaktion zwischen Schnee und Permafrost - Eine Grundlagenstudie im Oberengadin. Mitteilungen, Versuchsanstalt fur Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie. ETH-Zurich. 127 p.

Keller F. (1998). Permafrost distribution simulation and map, Swiss Alps. Circumpolar Active-Layer Permafrost System (CAPS), version 1.0. IPA.

Keller F. (2003). Kurzbericht ueber die Steinschlagereignisse im heissen Sommer 2003 im Bergell (project report on rock fall 2003 to the Kanton Graubuenden). Report, Institute fuer Tourismus, und Landchaft. Academia Engiadina, Samedan, 332-336.

Keller F., Gubler H. (1993). Interaction between snow cover and high mountain permafrost, Murtèl-Corvatsch, Swiss Alps. In: Proceedings of the 6th International Conference on Permafrost. China Univ. of Technol. Press, Guangzhou, China. pp. 332-337.

Keller F., Hoelzle M. (1998). PERMAKART und PERMAMAP. In: Haeberli W., Hoelzle M. (Ed.). Simulation der Permafrost verbreitung in den Alpen mit geographisachen Informations systemen. vdf-Hochschulverlag, Zürich, pp. 36-46.

Kent P.E. (1966). The transport mechanism in catastrophic rock falls. Journal of Geology, 74: 79-83.

Keusen H.R., Amiguet J. (1987). Die Neubauten auf dem Jungfraujoch. Geologie, Felseigenschaften, Permafrost. Schweizer Ingenieur und Architekt, 30/31: 17-18.

Keusen H.R., Haeberli W. (1983). Site investigation and foundation design aspects of cable car construction in Alpine permafrost at the “Chli Matterhorn”, Wallis, Swiss Alps. In: Permafrost: Proceedings of the 4th International Conference. Natl. Acad. Press, Washington D.C., pp. 601-605.

Keusen H.R., Oppikofer T., Jaboyedoff M. (2007). Bergsturz am Eiger : Überwachung der Felsbewegungen mittels 3D Laserscanning. Geosciences Actuel, 1: 28-32.

Kilpelä A. (2004). Pulsed time-of-flight laser range finder techniques for fast, high precision measurement applications. Academic dissertation, Department of Electrical and Information Engineering, University of Oulu, Finland, 96 p.

King L. (1990). Soil and rock temperatures in discontinuous permafrost: Gornergrat and Unterrothorn, Wallis, Swiss Alps. Permafrost and Periglacial Processes, 1(2): 177-188.

King L. (1992). Prospecting and mapping of mountain permafrost and associated phenomena. Permafrost and Periglacial Processes, 3: 73-81.

King L. (1996). Dauerfrostboden im Gebiet Zermatt-Gornergrat-Stockhorn: Verbreitung und permafrostbezogene Erschliessungsarbeiten, Zeitschrift für Geomorphologie, 104: 73-93.

King L., Kalisch A. (1998). Permafrost distribution and implications for construction in the Zermatt area, Swiss Alps. In: Lewkowicz A.G., Allard M. (Eds.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost. Collection Nordicana. Centre d'Etudes Nordiques, Université Laval, Yellowknife, Canada, pp. 569-574.

Kneisel C. (1998). Occurrence of surface ice and ground ice/permafrost in recently deglaciated glacier forefields, St. Moritz area, Eastern Swiss Alps. In: Lewkowicz A.G., Allard M. (Ed.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost. Collection Nordicana. Centre d’Etudes Nordiques, Université Laval, Yellowknife, Canada, pp. 575-581.

Kneisel C., Haeberli W., Baumhauer R. (2000). Comparison of spatial modelling and field evidence of glacier/permafrost relations in an Alpine permafrost environment. Annals of Glaciology, 31: 269-274.

Kneisel C., Hauck C., Fortier R., Moorman B. (2008). Advances in geophysical methods for permafrost investigations. Permafrost and Periglacial Processes, 19(2): 157-178.

Kohl T. (1999). Transient thermal effects at complex topographies. Tectonophysics, 306: 311-324.


308

Kohl T., Signorelli S., Rybach L. (2001). Three-dimensional (3-D) thermal investigation below high Alpine topography. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 126: 195-210.

Körner H., Ulrich R. (1965). Geologische und felsmechanische Untersuchungen für die Gipfelstation der Seilbahn Eibsee - Zugspitze. Geologica Bavarica, 55: 404-421.

Korup O., Clague J.J., Hermanns R.L., Hewitt K., Strom A.L., Weidinger J.T. (2007). Giant landslides, topography, and erosion. Earth and Planetary Science Letters, 261: 578-589.

Kotlyakov V.M., Rototaeva O.V., Nosenko G.A. (2004). The September 2002 Kolka Glacier catastrophe in North Ossetia, Russian Federation: evidence and analysis. Mountain Research and Development, 24: 78-83.

Krautblatter M. (2009). Detection and quantification of permafrost change in alpine rock walls and implications for rock instability. Thèse de Doctorat, Université de Bonn, Bonn, Allemagne, 162 p.

Krautblatter M., Dikau R (2007). Towards a uniform concept for the comparison and extrapolation of rockwall retreat and rockfall supply. Geografiska Annaler, 89A(1): 21-40.

Krautblatter M., Hauck C. (2007). Electrical resistivity tomography monitoring of permafrost in solid rock walls. Journal of Geophysical Research, 112: DOI: 10.1029/2006JF000546.

Krautblatter M., Verleysdonk S., Fores-Orozco A., Kemna A. (2009). Temperature-calibrated imaging of seasonal changes in permafrost rock walls by quantitative electrical resistivity tomography (Zugspitze, German/Austrian Alps). Journal of Geophysical Resaerch, DOI: 10.1029/2008JF001209.

Krysiecki J.M. (2008). La rupture du glacier rocheux du Bérard, un cas de dégradation du pergélisol alpin ? Mémoire de Master 2, Université J. Fourier, Grenoble, 159 p.

Kudryavtsev V.A., Kondrat’yeva K.A., Romanovskii N.N. (1978). Zonal and regional patterns of formation of the permafrost region in the URSS. In: Permafrost, Proceedings of the Third International Conference on Permafrost, 10-13 July 1978, Edmonton, Canada. National Research Council of Canada, Ottawa, vol. 1: 419-426.

Kwong A.K.L., Kwok H., Wong A. (2007). Use of 3D laser scanner for rock fractures mapping. Strategic Integration of Surveying Services, FIG Working Week 2007, Hong Kong SAR, China, 14 p.

L

Labarbe P. (2006). Autour du Mont-Blanc : voyage photographique. Glénat, Grenoble, France, 156 p.

Lambiel C., Reynard E. (2001). Regional modelling of present, past and future potential distribution of discontinuous permafrost based on a rock glacier inventory in the Bagnes-Hérémence area (Western Swiss Alps). Norwegian Journal of Geography, 55: 219-223.

Lan H., Martin C.D., Lim C.H. (2007). RockFall analyst: a GIS extension for three-dimensional and spatially distributed rockfall hazard modelling. Computers and Geosciences, 33: 262-279.

Lane SN, Chandler JH, Richards KS. (1994). Developments in monitoring and modeling small-scale river bed topography. Earth Surface Processes and Landforms, 19(4): 349-368.

Lane SN, Westaway RM, Hicks DM. (2003). Estimation of erosion and deposition volumes in a large, gravel-bed, braided river using synoptic remote sensing. Earth Surface Processes and Landforms, 28(3): 249-271.

Large A.R.G., Heritage G.L. Charlton M.E. (2009). Laser scanning: the future. In: Heritage G.L., Large A.R.G. (Ed.). Laser scanning for the environmental sciences. Wiley-Blackwell, Chichester, UK, 21-34.

Laroche J.L, Lelong F. (1996a). Sommets du Mont Blanc. Glénat, Grenoble, France, 151 p.

Laroche J.L, Lelong F. (1996b). Ascensions au pays du Mont-Blanc. Glénat, Grenoble, France, 142 p.

Lecarme J. (1906). Le tremblement de terre du 13 août 1905 observé en haute montagne. Montagne, Revue du Club Alpin Français, 1 : 421-425.

Leloup P.H., Arnaud N., Sobel E.R., Lacassin R. (2005). Alpine thermal and structural evolution of the highest external crystalline massif: the Mont Blanc. Tectonics, 24: TC4002. DOI: 10.1029/2004TC001676.

Lemoine M., Graciansky P.C. et Tricart P. (2000). De l’océan à la chaîne de montagnes. Tectonique des plaques dans les Alpes. Gordon and Breach Science Publishers, SGF Collection Géosciences, 207 p.

Letourneur J., Montjuvent G., Giraud A. (1983). Ecroulement de la Madeleine et lac de Bessans, contribution à l'histoire quaternaire récente de la Haute-Maurienne (Savoie). Travaux scientifiques du Parc national de la Vanoise, 13 : 31-54.

Lewis W.V. (1954). Pressure release and glacial erosion. Journal of Glaciology, 2: 417-422.

Lewkowicz A.G., Ednie M. (2004). Probility mapping of mountain permafrost using the BTS method, Wolf Creek, Yukon Territory, Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 15 (1): 67-80.

309

Lhenaff R. (1996). Les formations liées à des écroulements rocheux : exemples alpins. Quaternaire, 7: 69-74.

Lieb G.K. (1998). High-mountain permafrost in the Austrian Alps (Europe). In: Lewkowicz A.G., Allard M. (Ed.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost. Collection Nordicana. Centre d’Etudes Nordiques, Université Laval, Yellowknife, Canada, pp. 663-668.

Lichti D.D., Harvey B.R. (2002). The effects of reflecting surface material properties on time-of-flight laser scanner measurements. Symposium on Geospatial Theory, Processing and Application, Ottawa, 1-9.

Lichti D.D., Jamtsho S. (2006). Angular resolution of terrestrial laser scanners. The Photogrammetric Record, 21(114): 141-160.

Lichti D.D., Licht M.G. (2006). Experiences with terrestrial laser scanner modelling and accuracy assessment. IAPRS, Gremany, Vol.36, Part 5, 155-160.

Lichti D.D., Gordon S.J., Stewart M.P. (2002). Ground-based laser scanners: operations, systems and applications. Geomatica, 56(1): 21-33.

Lichti D.D., Gordon S.J., Tipdecho T. (2005). Error models and propagation in directly georeferenced terrestrial laser scanner network. Journal of Survey Engineering, 131: 135-142.

Lim M., Petley D.N., Rosser N.J., Allison R.J., Long A.J., Pybus D. (2005). Combined digital photogrammetry and time-of-flight laser scanning for monitoring cliff evolution. The Photogrammetric Record, 20(110): 109-129.

Lim M., Mills J., Rosser N. (2009). Laser scanning surveying of linear features: considerations and application. In: Heritage G.L., Large A.R.G. (Ed.). Laser scanning for the environmental sciences. Wiley-Blackwell, Chichester, UK, 245-261.

Lingua A., Piatti D., Rinaudo F. (2008). Remote monitoring of a landslide using an integration of GB-INSAR and LiDAR techniques. The International Archives of the Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Sciences, 37(B1): 361-366.

Loux F., Ducroz A., Pocachard A. (1992). Chamonix autrefois, le Mont Blanc et sa vallée. La Fontaine de Siloé, Montmélian, France, 216 p.

Luckman B.H. (1976). Rockfalls and rock fall inventory data: some observations from Surprise Valley, Canada. Earth Surface Processes, 1: 287-298.

Luetscher M. (2005). Processes in ice caves and their significiance for paleoenvironmental reconstructions. Thèse de Doctorat, Swiss Institute for Speleology and Karst Studies (SISKA), 154 p.

Luetschg M., Stoeckli V., Lehning M., Haeberli W., Ammann W. (2004). Temperatures in two boreholes at Flüela Pass, Eastern Swiss Alps: the effect of snow redistribution on permafrost distribution patterns in high mountain areas. Permafrost and Periglacial Process. 15: 283-297.

Lugon R., Delaloye R. (2001). Modelling alpine permafrost distribution, Val de Rechy, Valais Alps (Switzerland). Norsk Geografisk Tidskrift, 55(4): 224-229.

Lunardini V.J. (1996). Climatic warming and the degradation of warm permafrost. Permafrost and Periglacial Processes, 7: 311Y320.

M

Mani P. (1992). Application of a Geographic Information System for natural hazard assessment and for planning related forest management. Geologisches Jahrbuch, A122: 389-400.

Marchenko S.S., Gorbunov A.P., Romanovsky V.E. (2007). Permafrost warming in the Tien Shan mountains, Central Asia. Global and Planetary Change, 56: 311-327.

Marescot L., Loke MH., Chapellier D., Delaloye R., Lambiel C., Reynard E. (2003). Assessing reliability of 2D electrical resistivity imaging in mountain permafrost studies using the depth of investigation index method. Near Surface Geophysics, 1: 57-67.

Marnezy A., Montjuvent G. (1986). Processus d’évolution des versants dans les Alpes françaises. Géologie Alpine, 62 : 87-105.

Marquinez J., Menéndez Duarte R., Farias P., Jimenez M. (2003). Predictive GIS-based model on rockfall activity in mountain cliffs. Natural Hazards, 30: 341-360.

Marro C. (1986). Les granitoïdes du Mont-Blanc en Suisse. Thèse de doctorat, Université de Fribourg, 145p.

Marthaler M. (2001). Le Cervin est-il africain ? Une histoire géologique entre les Alpes et notre planète. Loisir et Pédagogie S.A., Lausanne, 96 p.

MATE, MELT (1999). Guide méthodologique plans de prévention des risques de mouvements de terrain. Ministère de l’Aménagement du Territoire et de l’Environnement et Ministère de l’Equipement, du logement et des transports. Ed. La Documentation Française. 72 p.

Matsuoka N. (1994). Diurnal freeze-thaw depth in rockwalls: field measurements and theoretical considerations. Earth Surface Processes and Landforms, 19: 423-435.

Matsuoka N. (1995). A laboratory simulation on freezing expansion of a fractured rock: preliminary data. Annual report of the Institute of geosciences/ University of Tsukuba, 22: 5-8.

Matsuoka N. (2006). Monitoring periglacial processes: towards construction of a global network. Geomorphology, 80: 20-31.

Matsuoka N. (2008). Frost weathering: recent advances and future directions. Permafrost and periglacial processes, 19(2): 195-210.


310

Matsuoka N., Murton J. (2008). Frost weathering: recent advances and future directions. Permafrost and Periglacial Processes, 19: 195-210.

Matsuoka N., Sakai H. (1999). Rockfall activity from an alpine cliff during thawing periods. Geomorphology, 28: 309-328.

Matsuoka N., Hirakawa K., Watanabe T., Moriwaki K. (1997). Monitoring of periglacial slope processes in the Swiss Alps: the first two years of frost shattering, heave and creep. Permafrost and Periglacial Processes, 8(2): 155-177.

Matsuoka N., Hirakawa K., Watanabe T., Haeberli W., Keller F. (1998). The role of diurnal, annual and millennial freeze-thaw cycles in controlling alpine slope stability. In: Lewkowicz A. G., Allard M. (Eds.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost, Centre d'etudes nordiques, Universite Laval, pp 711-718.

Mayr F. (1969). Die postglazialen Gletscherschwankungen des Mont Blanc-Gebietes. Zeitschrift für Geomorphology, Supplement-Band., 8: 31-57.

McCaffrey K.J.W., Jones R.R., Holdsworth R.E., Wilson R.W., Clegg P., Imber J., Holliman N., Trinks I. (2005). Unlocking the spatial dimension: digital technologies and the future of geoscience fieldwork. Journal of the Geological Society, 162(6): 927-938.

McGreevy J.P., Whalley W.B. (1982). The geomorphic significance of rock temperature variation in cold environments: a discussion. Arctic and Alpine Research, 14: 157-162.

McSaveney M.J. (2002). Recent rockfalls and rock avalanches in Mount Cook National Park, New Zealand. Reviews in Engineering Geology, XV: 35-69.

McSaveney M.J., Chinn T.J., Hancox G.T. (1992). Mount Cook rock avalanche of 14 December 1991, New Zealand. Landslides News, 6: 32-34.

MEDD (2004). Les mouvements de terrain - Dossier d’information. Coll. Risques naturels majeurs. Ministère de l’Ecologie et du Développement Durable - Direction de la prévention des pollutions et des risques - Sous-direction de la prévention des risques majeurs. Paris, 24 p.

Mellor M. (1973). Mechanical properties of rocks at low temperatures. Proceeding of the 2nd International Conference on Permafrost, Yakutsk, Russia: 334-344.

Ménard G. (1988). Structure et cinématique d’une chaîne de collision: les Alpes occidentales et centrales. Thèse de Doctorat, Université Joseph Fourier, Grenoble, 278 p.

Menendez-Duarte R., Marquinez J. (2002). The influence of environmental and lithologic factors on rockfall at a regional scale: an evaluation using GIS. Geomorphology, 43(1-2): 117-136.

Mennessier G., Carme F., Bellière J., Dhellemes R., Antoine P., Dabrowski H., Meloux J. (1977). Carte géologique de la France à 1/50000 et notice explicative, feuille de St-Gervais-les-Bains, n° 703. BRGM, Orléans.

Milan D.J., Heritage G.L., Hetherington D. (2007). Application of a 3D laser scanner in the assessment of erosion and deposition volumes and channel change in a proglacial river. Earth Surface Processes and Landforms, 32: 1657-1674.

Mollier C. (2000). Du glacier du mont-blanc au glacier des bossons. Cabedita, Saint-Gingolph, 131 p.

Mollier C. (2004). Mer de Glace et Vallée Blanche : histoire et histoires. Mollier, Chamonix, 191 p.

Mollier C., Gallay J.P. (1999). La mémoire de la Vallée de Chamonix en cartes postales anciennes. Gallay-Mollier, Sallanches, France, 148 p.

Mills J., Barber D. (2004). Geomatics techniques for structural surveying. Journal of Surveying Engineering, 130: 56-64.

Mitasova H., Overton M., Harmon R.S. (2005). Geospatial analysis of a coastal sand dune field evolution: Jockey's Ridge, North Carolina. Geomorphology, 72(1-4): 204-221.

Moore J.R., Sanders J.W., Dietrich W.E., Glaser S.D. (2009). Influence of rock mass strength on the erosion rate of alpine cliffs. Earth Surface Processes and Landforms, 34: 1339-135.

Morard S., Delaloye R., Dorthe, J. (2008). Seasonal thermal regime of a mid-latitude ventilated debris accumulation. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 1233-1238.

Morche D., Schmidt K.H., Sahling I., Herkommer M., Kutschera J. (2008). Volume changes of Alpine sediment stores in a state of post-event disequilibrium and the implications for downstream hydrology and bed load transport. Norwegian Journal of Geography, 62(2): 89-101.

Mortara G., Alberto W., Bertoglio V., Deline P., Ravanel L., Ravello M. (2009). Les écroulements rocheux dans les massifs du Mont Blanc et du Grand Paradis (Alpes occidentales) en 2008. Revue Valdôtaine d’Histoire Naturelle, 63 : 5-22.

Müller L. (1964). The stability of rock bank slopes and the effect of rock water on same. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences, 1(4): 475-504.

Muller S.W. (1943). Permafrost or permanently frozen ground and related engineering problems. Special Report, Strategic Engineering Study, 62, 136 p.

311

Murton J.B., Coutard J.-P., Lautridou J.P., Ozouf J.C., Robinson D.A., Williams R.B.G., Simmons P. (2000). Experimental design for a pilot study on bedrock weathering near the permafrost table. Earth Surface Processes and Landforms, 25: 1281-1294.

Murton J.B., Peterson R., Ozouf J.C. (2006). Bedrock fracture by ice segregation in cold regions. Science, 314: 1127-1129.

Mustafa O., Gude M., Hoelzle M. (2003). Modeling permafrost distribution in the northern Alps using global radiation. In: Haeberli W., Brandova D. (Eds.). Extended Abstracts of the 8th International Conference on Permafrost. University of Zurich, pp. 111-112.

N

Nagihara S., Mulligan K.R., Xiong W. (2004). Use of a three-dimensional laser scanner to digitally capture the topography of sand dunes in high spatial resolution. Earth Surface Processes and Landforms, 29: 391-398.

Nakawo M., Rana B. (1999). Estimate of ablation rate of glacier ice under a supraglacial debris layer. Geografiska Annaler, 81A(4) : 695-701.

Nelson F.E., Anisimov O.A., Shiklomanov N.I. (2001). Subsidence risk from thawing permafrost; the treat to man-made structures across regions in the far north can be monitored. Nature, 410: 889-890.

Nelson F.E., Anisimov O.A., Shiklomanov N.I. (2002). Climate change and hazard zonation in the Circum-Arctic permafrost regions. Natural Hazards, 26: 203-225.

Noetzli J. (2008). Modeling transient three-dimensional temperature fields in mountain permafrost. Thèse de Doctorat, Université de Zürich, 154 p.

Noetzli J., Gruber S. (2009). Transient thermal effects in Alpine permafrost. The Cryosphere, 3: 85-99.

Noetzli J., Hoelzle M., Haeberli W. (2003). Mountain permafrost and recent Alpine rock-fall events: a GIS-based approach to determine critical factors. Proceeding of the 8th International Conference on Permafrost. Swets & Zeitlinger, Lisse, Zürich, Switzerland, pp. 827-832.

Noetzli J., Huggel C., Hoelzle M., Haeberli W. (2006). GIS-based modelling of rock-ice avalanches from Alpine permafrost areas. Computational Geosciences, 10: 161-178.

Noetzli J., Fischer L., Gruber S. (2007a). 3D analysis of the thermal conditions in recent periglacial rock fall detachment zones. Geophysical Research Abstracts, 1TH5P-0447.

Noetzli J., Gruber S., Kohl T., Salzmann N., Haeberli W. (2007b). Three-dimensional distribution and evolution of permafrost temperatures in idealized high-mountain topography. Journal of Geophysical Research, 112: F02S13, DOI: 10.1029/2006JF000545.

Noetzli J., Hilbich C., Hauck C., Hoelzle M., Gruber S. (2008). Comparison of simulated 2D temperature profiles with time-lapse electrical resistivity data at the Schilthorn Crest, Switzerland. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 1293-1298.

Noetzli J., Naegeli B., Vonder Mühll D. (2009). PERMOS 2009. Permafrost in Switzerland 2006/2007 and 2007/2008. Glaciological Report (Permafrost) No. 8/9 of the Cryospheric Commission (CC) of the Swiss Academy of Sciences (SCNAT), 68 p.

Noetzli J., Naegeli B., Vonder Mühll D. (2010). PERMOS 2010. Permafrost in Switzerland 2004/2005 and 2005/2006. Glaciological Report (Permafrost) No. 6/7 of the Cryospheric Commission (CC) of the Swiss Academy of Sciences (SCNAT), 100 p.

Noever D.A. (1993). Himalayan sandpiles. Physical Reviews, 47: 724-725.

Notebaert B., Verstraeten G., Govers G., Poesen J. (2008). Qualitative and quantitative applications of LiDAR imagery in fluvial geomorphology. Earth Surface Processes and Landforms, 34(2): 217-231.

NRCC (Permafrost Subcommittee), (1988). Glossary of permafrost and related ground-ice terms. Technical Memorandum, 142. National Research Council of Canada, 156 p.

Nussbaumer S.U., Zumbühl H.J., Steiner D. (2005-2006). Fluctuations of the Mer de Glace (Mont-Blanc area, France) AD 1500 – 2050: an interdisciplinary approach using new historical data and neural network simulations. Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie, 40: 3-183.

O

Ono Y., Watanabe T. (1986). A protalus rampart related to alpine debris flows in the Kuranosuke Cirque, Japanese Alps. Geografiska Annaler, 68A: 213-223.

Oppikofer T., Jaboyedoff M., Keusen H.R. (2008a). Collapse at the eastern Eiger flank in the Swiss Alps. Nature Geoscience, 1: 531-535.

Oppikofer T., Jaboyedoff M., Blikra L.H., Derron M.H. (2008b). Characterization and monitoring of the Åknes rockslide using Terrestrial Laser Scanning. In : Locat J., Perret D., Turmel D., Demers D., Leroueil S. (Dir.). Proceedings of the 4th Canadian Conference on Geohazards : From Causes to Management. Presse de l’Université Laval, Québec, 211-218.

Orombelli G., Porter S.C. (1981). Il rischio di frane nelle Alpi. Le Scienze, 156: 68-79.

Osterkamp T. E., Romanovsky V. E. (1999). Evidence for warming and thawing of discontinuous permafrost in Alaska. Permafrost and Periglacial Processes, 10: 17-37.


312

Owens I.F. (2008). A note on the Mount Cook rock avalanche of 14 December 1991. New Zealand Geographer, 48(2): 74-78.

Owen L.A., Derbyshire E., Scott C.H. (2003). Contemporary sediment production and transfer in high-altitude glaciers. Sedimentary Geology, 155: 13-36.

P

Pachoud A. (1991). Une catastrophe naturelle majeure : l’écroulement du Mont Granier dans le massif de la Chartreuse au XIIIème siècle. La Houille Blanche, 5 : 327-332.

Pagano L., Amato L., Lieto C., Malella C., Mignone E. (2005). Geographic, urban, architectural scanner. Centro regionale di competenza, analisi e monitoraggio del rischio ambientale, Università di Napoli, 17 p.

Payot P. (1953). Chamonix et le Mont-Blanc. Coll. Aspects de la France, Arthaud, Paris, 80 p.

Pesci A., Fabris M., Conforti D., Loddo F., Baldi P., Anzidei M. (2007). Integration of ground-based laser scanner and aerial digital photogrammetry for topographic modelling of Vesuvio volcano. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 162(3-4): 123-138.

Petje U., Ribicic M., Mikos M. (2005). Computer simulation of stone falls and rockfalls. Acta geographica slovenica, 45(2): 93-120.

Petrenko V.F. (2003). Study of the physical mechanisms of ice adhesion. Pentagone Reports, A882224: 38 p.

Péwé T.L. (1983). Alpine permafrost in the contiguous United States: a review. Arctic and Alpine Research. 15: 145-156.

Phillips M., Ladner F., Müller M., Sambeth U., Sorg J., Teysseire P. (2007). Monitoring and reconstruction of a chairlift midway station in creeping permafrost terrain, Grächen, Swiss Alps. Cold Regions Science and Technology, 47: 32-42.

Pickering G., Bull J.M., Sanderson D.J. (1995). Sampling power-law distribution. Tectonophysics, 248: 1-20.

Pigeon P. (2002). Réflexions sur les notions et les méthodes en géographie des risques dits naturels. Annales de Géographie, 627/628 : 452-470.

Pigeon P. (2005). Géographie critique des risques. Economica - Anthropos, Paris, 218 p.

Piola M. (1988). Le topo du massif du Mont Blanc. Tome 1. Ed. Equinoxe, Bernex-en-Combes, Suisse, 208 p.

Pirulli M. (2009). The Thurwieser rock avalanche (Italian Alps): description and dynamic analysis. Engineering Geology, 109: 80-92.

Pirulli M., Deline P., Mangeney A., Mortara G., Noetzli J., Scavia C., Tamburini A. (2006). The Thurwieser rock avalanche, Ortles-Cevedale Group (Italian Alps): description and dynamic analysis. Geophysical Research Abstracts, 8, 08482.

Piteau D.R., Peckover F.L. (1978). Engineering of rock slopes. In: Landslides, Analysis and Control. In: Schuster R.L., Krizek R.J. (eds.). Landslides analysis and control: Transportation Research Board. National Academy of Sciences, Special Report, 176: 193-228.

Pogliotti P., Cremonese E., Morra di Cella U., Gruber S., Giardino M. (2008). Thermal diffusivity variability in Alpine permafrost rock walls. In: Kane D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost. Institute of Northern Engineering, University of Alaska, Fairbanks, pp. 1427-1432.

Pogliotti P., Cremonese E., Dall’Amico M., Gruber S., Migliavacca M., Morra di Cella U. (2009). Validation of GEOtop model for permafrost research on steep high-mountain bedrock. Geophysical Research Abstracts, 11: 8943.

Porter S., Orombelli G. (1980). Catastrophic rockfall of September 12, 1717 on the Italian flank of the Mont Blanc massif. Zeitschrift für Geomorphologie, 24: 200-218.

Powers T., Helmuth R. (1953). Theory of volume changes in hardened Portland cement paste during freezing. Proc. Highway Research Board, 271: 285-297.

Prick A. (1999). Etude de la cryoclastie et de l’haloclastie par méthode dilatométrique. Mémoire de la classe des sciences. Ed. ARB, Bruxelles, Belgique. 19 : 311 p.

Prokop A., Panholzer H. (2009). Assessing the capability of terrestrial laser scanning for monitoring slow moving landslides. Natural Hazards and Earth System Sciences, 9: 1921-1928.

R

Rabatel A., Deline P., Jaillet S., Ravanel L. (2008). Rock falls in high-alpine rock walls quantified by terrestrial LiDAR measurements: a case study in the Mont-Blanc area. Geophysical Research Letter, 35, L10502, DOI: 10.1029/2008GL033424.

Radd F.J., Oertle D.H. (1973). Experimental pressure studies of frost heave mechanisms and the growth-fusion behaviour of ice. In: North American contribution, International Conference on Permafrost, 2nd, Yakutsk, U.S.S.R, July 13-28 1973. Washington, D.C., National Academy Press, 377-384.

313

Rapp A. (1960). Recent development of mountain slopes in Kärkevagge and surroundings, Northern Scandinavia. Geografiska Annaler, 42A: 65-200.

Ravanel L. (2008). Les écroulements rocheux. Revue du SNGM, 71 : 30-35.

Ravanel L. (2010). Evolution des parois de haute montagne alpine dans le contexte actuel de réchauffement climatique ; le cas de la face Ouest des Drus. Cimes - Revue du GHM, 2009, 14 p.

Ravanel L., Deline P. (2006). Nouvelles méthodes d’étude de l’évolution des parois rocheuses de haute montagne: application au cas des Drus. In : Actes du colloque Géologie et risques naturels : la gestion des risques au pays du Mont-Blanc, Sallanches, Novembre 2006, pp. 48-53.

Ravanel L., Deline P. (2008). La face ouest des Drus (massif du Mont-Blanc) : évolution de l’instabilité d’une paroi rocheuse dans la haute montagne alpine depuis la fin du Petit Age Glaciaire. Géomorphologie, 4 : 261-272.

Ravanel L., Deline P. (2010). Climate influence on rockfalls in high-Alpine steep rockwalls: the north side of the Aiguilles de Chamonix (Mont Blanc massif) since the end of the Little Ice Age. The Holocene, DOI: 10.1177/0959683610374887.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (2009). Désenglacement du haut bassin versant du Vorz (massif de Belledonne, Isère) au Tardiglaciaire et à l’Holocène. Collection EDYTEM - Cahiers de Géographie, 8 : 23-36.

Ravanel L., Allignol F., Deline P., Gruber S., Ravello M. (2010a). Rockfalls in the Mont Blanc Massif in 2007 and 2008. Landslides, DOI: 10.1007/s10346-010-0206-z.

Ravanel L., Deline P., Jaillet S. (2010b). Quantification des éboulements/écroulements dans les parois de la haute montagne alpine : quatre années de laserscanning terrestre dans le massif du Mont-Blanc. Revue Française de Photogrammétrie et de Télédétection, 192: 10 p.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (2010c). Les écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc pendant l’été caniculaire de 2003. In: Actes du Colloque 2009 de la SSGm. A paraître.

Rébuffat G. (1981). Chamonix Mont-Blanc 1900. Editions Grands Vents, Genève, Suisse, 145 p.

Rébuffat G. (2001). Le Massif du Mont Blanc : les 100 plus belles courses. Denoël, Paris, 238 p.

Rempel A.W., Wettlaufer J.S., Worster M.G. (2004). Premelting dynamics in a continuum model of frost heave. Journal of Fluid Mechanics, 498: 227-244.

Reshetyuk J. (2006). Investigation and calibration of pulsed time-of-flight terrestrial laser scanners. Licentiate thesis in Geodesy, Royal Institute of Technology (KTH), Department of Transport and Economics, Division of Geodesy, Stockholm, 152 p.

Reynard E., Wenker, L. (1997). Confrontation de modèles de répartition potentielle du permafrost et de données de terrain. Les cas du Mont-Gelé et de la Cabane des Diablerets. Arbeitsheft VAW-ETH Zürich, 19: 31-33.

Reynard E., Delaloye R., Lambiel C. (1999). Prospection géoélectrique du pergélisol alpin dans le massif des Diablerets (VD) et au Mont Gelé (Nendaz, VS). Bulletin de la Murithienne, 117 : 89-103.

Rigon R., Bertoldi G., Over T.M. (2006). GEOtop: a distributed hydrological model with coupled water and energy budgets. Journal of Hydrometeorology, 7: 371-388.

Riseborough D.W. (2002). The mean annual temperature at the top of permafrost, the TTOP model, and the effect of unfrozenwater. Permafrost and Periglacial Processes, 13: 137-143.

Riseborough D., Shiklamonov N.I., Etzelmuller B., Gruber S., Marchengo S. (2008). Recent advances in permafrost modeling. Permafrost and Periglacial Processes, 19(2): 137-156.

Roer I., Haeberli W., Avian M., Kaufmann V., Delaloye R., Lambiel C., Kääb A., 2008. Observations and considerations on destabilizing active rock glaciers in the European Alps. Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost 2008, Institute of Northern Engineering, University of Alaska Fairbanks, 2, 1505-1510.

Rolland Y., Lardeaux J.M., Guillot S., Nicollet C. (2000). Syn-convergence extension, vertical pinching and contrasted metamorphic units on the western edge of the Gran Paradise massif (French-Italian Alps). Geodinamica Acta, 13(2-3): 133-148.

Rolland Y., Cox S., Boullier A.M., Pennacchioni G., Mancktelow N. (2003). Rare earth and trace element mobility in mid-crustal shear zones: insights from the Mont Blanc Massif (Western Alps). Earth and Planetary Science Letters, 214: 203-219.

Romanovsky V., Osterkamp T. (1995). Interannual variations of the thermal regime of the active layer and near surface permafrost in northern Alaska. Permafrost Periglacial Processes, 6: 313-335.

Romanovsky V.E., Osterkamp T.E., Duxbury N.S. (1997). An evaluation of three numerical models used in simulations of the active layer and permafrost temperature regime. Cold Regions Science and Technology, 26: 195-203.

Rosser N.J., Petley D.N., Lim M., Dunning S.A., Allison R.J. (2005). Terrestrial laser scanning for monitoring the process of hard rock coastal cliff erosion. Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology, 38(4): 363-375.

Rossi M. (2005). Déformation, transferts de matière et de fluide dans la croûte continentale : application aux massifs cristallins externes des Alpes. Thèse de Doctorat, Université Joseph Fourier, Grenoble, 376 p.


314

Rousseau N. (1999). Study of seismic signals associated with rockfalls at 2 sites on the Reunion island (Mahavel Cascade and Souffrière cavity). Thèse de Doctorat, IPG, Paris, 1999, 134 p.

Roy P.L. (2004). L'Aiguille du Midi et l'invention du téléphérique. Glénat, Grenoble, France, 207 p.

Rozman J., Rozic A., Budkovic A., Budkovic T. (2004). Podor v juzni steni Punta Thurwieser (Italija) 18. septembra. Geologija, 47/2: 221-232.

RTM Isère (1996). Inventaire des mouvements rocheux, Secteur de l’Y grenoblois. Service de Restauration des terrains en Montagne de l’Isère, Grenoble, France.

Ruff M., Czurd K. (2008). Landslide susceptibility analysis with a heuristic approach in the Eastern Alps (Vorarlberg, Austria). Geomorphology, 94: 314-324.

Ruff M., Rohn J. (2008). Susceptibility analysis for slides and rockfall: an example from the Northern Calcareous Alps (Vorarlberg, Austria). Environmental Geology, 55(2): 423-433.

Ryzhkin I.A., Petrenko V.F. (1997). Physical mechanisms responsible for ice adhesion. The Journal of Physical Chemistry B, 101 (32): 6267-6270.

S

Sacco F. (1918). I ghiacciai italiani del gruppo del Monte Bianco. Bolletino del Comitato Glaciologico Italiano, 3 : 21-102.

Salzmann N., Noetzli J., Hauck C., Gruber S., Hoelzle M., Haeberli W. (2007a). Ground surface temperature scenarios in complex high-mountain topography based on regional climate model results. Journal of Geophysical Research, 112: F02S12, DOI: 10.1029/2006JF000527.

Salzmann N., Frei C., Vidale P.L., Hoelzle M. (2007b). The application of Regional Climate Model output for the simulation of high-mountain permafrost scenarios. Global and Planetary Change, 56: 188-202.

Sanderson T. (1988). Ice mechanics and risks to offshore structures. Springer, Amsterdam, 272 p.

Sandersen F., Bakkehoi E., Hestnes H., Lies K. (1996). The influence of meteorological factors on the initiation of debris flows, rockslides and rockmass stability. In: Senneset (Ed.), Landslides. Balkema, Rotterdam, pp. 97-113.

Santi P.M., Russell C.P., Higgins J.D., Spriet J.I. (2009). Modification and statistical analysis of the Colorado Rockfall Hazard Rating System. Engineering Geology, 104(1-2): 55-65.

Sass O. (1998). Die Steuerung von Steinschlagmenge und Verteilung durch Mikroklima, Gesteinsfeuchte und Gesteinseigenschaften im westlichen Karwendelgebirge (Bayerische Alpen). Münchner Geographische Abhandlungen Reihe B, 29: 347-359.

Sass O. (2004). Rock moisture fluctuations during freeze-thaw cycles: preliminary results from electrical resistivity measurements. Polar Geography, 28(1): 13-31.

Saas O. (2005). Rock moisture measurements: techniques, results and implications for weathering. Earth Surface Processes and Landforms, 30: 359-374.

Scavia C., Vengeon J.M., Durville J.L., Gioda G. (1999). Modélisation des mouvements de versant. In : Risques naturels en montagne, Actes du colloque de Grenoble 12-14/04/99. CEMAGREF Editions: 298-302.

Schaefer M., Inkpen R. (2010). Towards a protocol for laser scanning of rock surfaces. Earth Surface Processes and Landforms, 35(4): 147-423.

Schär C., Vidale P.L., Luthi D., Frei C., Haberli C., Liniger M.A., Appenzeller C. (2004). The role of increasing temperature variability in European summer heatwaves. Nature, 427: 332-336.

Schiermeier Q. (2003). Alpine thaw breaks ice over permafrost’s role. Nature, 424: 712.

Schild M., Siegesmund S., Vollbrecht A., Mazurek, M. (2001). Characterization of granite matrix porosity and pore-space geometry by in situ and laboratory methods. Geophysical Journal International, 146: 111-125.

Schindler C., Cuénod Y., Eisenlohr T., Joris C. J. (1993). Die Ereignisse vom 18. April und 9. Mai 1991 bei Randa (VS) – ein atypischer Bergsturz in Raten. Eclogae geologicae Helveticae, 86: 643-665.

Schmid S.M., Kissling E. (2000). The arc of the western Alps in the light of geophysical data on deep crustal structure. Tectonics, 19(1): 62-85.

Schmid T., Schack-Kirchner H., Hildebrand E. (2004). A case study of terrestrial laser scanning in erosion research: calculation of roughness and volume balance at a logged forest site. Proceedings of the ISPRS Working Group VIII/2: Laser-Scanners for Forest and Landscape Assessment, 03-06 October, Freiburg, Germany. 114-118.

Schneider J.L., Wassmer P., Ledesert (1999). The fabric of the sturzstrom of Flims (Swiss Alps): Characteristics and implications on the transport mechanisms. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences, 328 (9) : 607-613.

Schoeneich P., Bodin X., Brun J.J., Cécillon L., Fort M., Fabre D., et al. (2007). PERMAFRANCE, Pergélisol de montagne et changement climatique en France. Institut de Géographie Alpine: 60 p.

Schulz T., Ingensand H. (2004). Influencing variables, precision and accuracy of terrestrial laser scanners. INGEO 2004 and FIG Regional Central and Eastern European Conference on Engineering Surveying, Bratislava, Slovakia, 8 p.

315

Scott W.J., Sellmann P.V., Hunter J.A. (1990). Geophysics in the study of permafrost. In: Ward S.H. (Ed.) Geotechnical and environmental geophysics. Tulsa, Oklahoma, Society of Exploration Geophysicists, 355-384.

Seguin M.K. (1978). Temperature-electrical resistivity relationship in continuous permafrost at Purtuniq, Ungava Peninsula. In: Crawford C.B. (Ed.). 3rd International Conference on Permafrost. NRC, Edmonton, Canada, pp. 138-144.

Selvadurai A.P.A., Boulo, M.J., Nguyen T.S. (2005). The permeability of intact granite. Pure and Applied Geophysics. 162: 373-407.

Senfaute G., Duperret A., Lawrence J.A. (2009). Micro-seismic precursory cracks prior to rock-fall on coastal chalk cliffs: a case study at Mesnil-Val, Normandie, NW France. Natural Hazards and Earth System Sciences, 9: 1625-1641.

Serafim J.L. (1968). Influence of interstitial water on the behavior of rock masses. In: Zienkiewicz O.C., Stagg D. (eds.). Rock mechanics in engineering practice. Wiley, New York, 55-97.

Shreve R.L. (1966). Sherman landslide, Alaska. Science, 154: 1639-1643.

SisFrance (2008). http://www.sisfrance.net/, consulté en novembre 2008.

SismAlp (2008). http://sismalp.obs.ujf-grenoble.fr/, consulté en mars 2008.

Slob S., Hack R. (2004). 3D terrestrial laser scanning as a new field measurements and monitoring technique. In: Hack R., Azzam R., Charlier R. (Eds.). Engineering geology for infrastructure planning in Europe. A European perspective. Lecture Note in Earth Sciences. Springer, Berlin / Heidelberg, 179-190.

Smith M.W., Riseborough D.W. (2002). Climate and the limits of permafrost: a zonal analysis. Permafrost and Periglacial Processes, 13(1): 1-15.

Sowers G.F., Royster D.L. (1978). Field investigation. In : Schuster R.L., Krizek R.J. (eds.). Landslides analysis and control: Transportation Research Board. National Academy of Sciences, Special Report, 176: 81-111.

Squarzoni C., Furlanis S., Teza G., Viero A., Galgaro A., Gianolla P. (soumis). The October 12, 2007, anomalous Cima Una (Eastern Alps, Italy) rockfall event: a multidisciplinary approach. Geomorphology.

Stampfli G.M., Borel G. (2004). The TRANSMED Transects in Space and Time: constraints on the Paleotectonic evolution of the Mediterranean domain. In: Cavazza W. R.F., Spakman W., Stampfli G.M., Ziegler P.A. (Eds.). The TRANSMED Atlas - The Mediterranean region from crust to mantle. Berlin, Heidelberg, Springer, 53-80.

Steiner W., Keusen H.R., Graber U. (1996). Construction in rock at 3550 meters elevation (Jungfraujoch Switzerland). Eurock '96.

Stuhr Jørgensena A., Andreasen F. (2007). Mapping of permafrost surface using ground-penetrating radar at Kangerlussuaq Airport, western Greenland. Cold Regions Science and Technology, 48(1): 64-72.

Sturzenegger M., Stead D. (2009a). Close-range terrestrial digital photogrammetry and terrestrial laser scanning for discontinuity characterization on rock cuts. Engineering Geology, 106: 163-182.

Sturzenegger M., Stead D. (2009b). Quantifying discontinuity orientation and persistence on high mountain rock slopes and large landslides using terrestrial remote sensing techniques. Natural Hazards and Earth System Sciences, 9: 267-287.

Sosio R., Crosta G.B., Hungr O. (2008). Complete dynamic modeling calibration for the Thurwieser rock avalanche (Italian Central Alps). Engineering Geology, 100: 11-26.

Spies W., de Decker Heftler S. (2003). Montblanc, die Eroberung Durch die Fotographie. Dumont, Köln, Deutschland, 152 p.

Stefan J. (1879). Über die Beziehung zwischen der Wärmestrahlung und der Temperatur. Mathematische-Naturwissenschaftliche Classe Abteilung, 79: 391-428.

Stocker-Mittaz C. (2002). Permafrost distribution modelling based on energy balance data. Thèse de Doctorat, Université de Zürich, Zürich, 122 pp.

Stocker-Mittaz C., Hoelzle M., Haeberli W. (2002). Permafrost distribution modelling based on energy-balance data: a first step. Permafrost and Periglacial Processes, 13(4): 271-282.

Sui L., Wang X., Zhao D., Qu J. (2008). Application of 3D laser scanner for monitoring of landslide hazards. The International Archives of the Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Science, 37: 277-281.

T

Taber S. (1929). Frost heaving. The Journal of Geology, 37: 428-461.

Tairraz G., Tairraz P. (1967). Aiguille du Midi, Vallée Blanche. Arthaud, Paris, France, 130 p.

Tanarro L.M., Hoelzle M., Garcõ´a A., Ramos M., Gruber S., Gómez A., Piquer M., Palacios D. (2001). Permafrost distribution modelling in the mountains of the Mediterranean: Corral del Veleta, Sierra Nevada, Spain. Norwegian Journal of Geography, 55(4): 253-260.

Terzaghi K. (1962). Stability of steep slopes in hard unweathered rock. Geotechnique, 12: 251-270.

Tharp T.M. (1987). Conditions for crack propagation by frost wedging. Geological Society of America Bulletin, 99(1): 94-102.

Thillet J.J. (1997). La météo de montagne. Seuil, Paris, 188 p.


316

Thorp P.W. (1981). A trimline method for defining the upper limit of the Loch Lomond Advance glaciers: examples from the Koch Levan and Glencoe Areas. Scottish Journal of Geology, 17: 49-64.

Travelletti J., Oppikofer T., Delacourt C., Malet J.P., Jaboyedoff M. (2008). Monitoring landslide displacements during a controlled rain experiment using a long-range terrestrial laser scanning (TLS). The International Archives of the Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Sciences, 37: 485-490.

Tricart J. (1961). Mécanismes normaux et phénomènes catastrophiques dans l’évolution des versants de la vallée du Guil (Hautes-Alpes). Zeitschrift für Geomorphologie, 3 : 277-301.

U

Ulrich, R. and King, L., 1993. Influence of mountain permafrost on construction in the Zugspitze mountains, Bavarian Alps, Germany. Proceedings of the 6th International Conference on Permafrost, Bejing, pp. 625-630.

UNESCO (1990). A suggested method for reporting a landslide. The International Geotechnical Societies UNESCO Working Party on World Landslide Inventory. Bulletin de l’Association Internationale de Géologie de l’Ingénieur, 41: 5-12.

V

Valbusa U. (1921). La catastrofe del Monte Bianco e del Ghiacciaio della Brenva del 14 e 19 Novembre 1920. Bollettino della Reale Società Geografica Italiana, 10 (3): 95-114; 10 (4-5): 151-162.

Valbusa U. (1931). La prima frana-valanga del Monte Bianco sul Ghiacciaio della Brenva (14 Novembre 1920). Bollettino della Reale Società Geografica Italiana, 8 (2): 118-125.

Van der Vink G., Allen R.M., Chopin J., Crooks M., Fraley W., Krantz et al. (1998). Why the United States is becoming more vulnerable to natural disasters. Eos, 79: 533-537.

Van Knapen B., Slob S. (2006). Identification and characterisation of rock mass discontinuity sets using 3D laser scanning. IAEG 2006 - The Geological Society of London, 438, 10 p.

Vanni M. (1943). La frana del Cervino del 9 Iuglio e del 18 agosto 1943. Bollettino della Società Geografica Italiana, VII 8(6): 362-363.

VanWesten C.J., Seijmonsbergen A.C., Mantovani F. (1999). Comparing landslide hazard maps. Natural Hazards, 20: 137-158.

Varnes D.J. (1978). Slope movement types and processes. In: Schuster R.L., Krizek R.J. (Eds.). Landslides: analysis and control, National Research Council, Washington, D.C., Transportation Research Board, Special Report, 176: 11-33.

Vengeon J.M., Hantz D., Dussauge C. (2001). Prédictibilité des éboulements rocheux: approche probabiliste par combinaison d’études historiques et géomécaniques. Revue Française Géotechnique, 95-96: 143-154.

Vilajosana I., Surinach E., Abellan A., Khazaradze G., Garcia D., Llosa J. (2008). Rockfall induced seismic signals: case study in Montserrat, Catalonia. Natural Hazards and Earth System Sciences, 8, 805-812.

Vincent C. (2004). L’altitude du sommet du Mont-Blanc sans ses glaces. Dossier de presse, LGGE, 10 p.

Viseur S., Richet R., Borbogamo J. Adams E. (2007). Semi-automated detections of geological features from DOM, the Gresse-en-Vercors cliff. In: 69th EAGE Conference and Exhibition incorporating SPE EUROPEC 2007, ExCel London.

Vivian (1975). Les glaciers des Alpes occidentales. Allier, Grenoble, 513 p.

Vivian R. (1979). Les glaciers sont vivants. Denoël, Paris, France, 240 p.

Vivian R. (2001). Des Glacières du Faucigny aux Glaciers du Mont-Blanc. La Fontaine de Siloé, Montmélian, France, 296 p.

Vonder Mühll D., Haeberli W. (1990). Thermal characteristics of the permafrost within an active rock glacier (Murtel/Corvatsch, Grisons, Swiss Alps). Journal of Glaciology, 36(123): 151-158.

Vonder Mühll D., Hauc, C., Lehman, F. (2000). Verification of geophysical models in Alpine permafrost using borehole information. Annals of Glaciology, 31: 300-306.

Vonder Mühll D., Noetzli J., Makowski K., Delaloye R. (2004). Permafrost in Switzerland 2000/2001 and 2001/2002. Glaciological Report (Permafrost) No. 2/3 of the Glaciological Commission (GC) of the Swiss Academy of Sciences (SAS) and Department of Geography, University of Zurich, 86 p.

Vonder Mühll D., Noetzli J., Roer I., Makowski K., Delaloye R. (2007). Permafrost in Switzerland 2002/2003 and 2003/2004. Glaciological Report (Permafrost) No. 4/5 of the Cryospheric Commission (CC) of the Swiss Academy of Sciences (SCNAT) and Department of Geography, University of Zurich, 106 p.

Von Raumer (1999). Les massifs du Mont Blanc et des Aiguilles Rouges, un aperçu géologique. Le règne minéral, H.S.5 : 13-17.

317

W

Walder J.S., Hallet B. (1985). A theoretical model of the fracture of rock during freezing. Geological Society of America Bulletin, 96(3): 336-346.

Walder J.S., Hallet B. (1986). The physical basis of frost weathering: toward a more fundamental and unified perspective. Arctic and Alpine Research, 18: 27-32.

Wasowski J., Del Gaudio V. (2000). Evaluating seismically induced mass movement hazard in Caranico Terme (Italy). Engineering Geology, 58: 291-311.

Wasson R.J. (2002). Sediment budgets, dynamics, and variability: new approaches and techniques. In: Proceedings of the International symposium on the structure, function and management implications of fluvial sedimentary systems, Alice Springs, Australia, 276: 471-478.

Watson A.D., Moore D.P., Stewart T.W. (2004). Temperature influence on rock slope movements at Checkerboard Creek. Proceedings of the International Symposium on Landslides. Balkema, Rio de Janeiro, 1293-1298 p.

Wayne W.J. (1999). The Alemania rockfall dam: a record of a mid-holocene earthquake and catastrophic flood in northwestern Argentina. Geomorphology, 27(3-4): 295-306.

Weber R.O., Talkner P., Stefanicki G. (1994). Asymmetric diurnal temperature change in the Alpine region. Geophysical Research Letter, 21(8): 673-676.

Weber R.O., Talkner P., Auer I., Boëhm R., Gajic-Capka M., Zaninovic K., Bradzil R., Fasko P. (1997). 20th century changes of temperatures in the mountain regions of Central Europe. Climatic Change, 36: 327-344.

Wegmann M. (1998). Frostdynamik in hochalpinen Felswänden am Beispiel der Region Jungfraujoch-Aletsch. Thèse de Doctorat, VAW, ETH Zürich, 144 p.

Wegmann M., Gudmundsson G.H. (1999). Thermally induced temporal strain variations in rock walls observed at subzero temperatures. In: Hutter K.,Wang Y., Beer H. (Eds.). Advances in cold-region thermal engineering and sciences. Springer, Berlin; pp. 511-518.

Wegmann M., Keusen H. (1998). Recent geophysical investigations at a high alpine permafrost construction site in Switzerland. In: Lewkowicz G., Allard M. (Eds.). Proceedings of the 7th International Conference on Permafrost. Collect. Nord., Centre d’Etudes Nordiques, Univ. Laval, Quebec, Canada, vol. 57 : 1119-1123.

Wegmann M., Gudmundsson H.G., Haeberli W. (1998). Permafrost changes in rock walls and the retreat of alpine glaciers: a thermal modelling approach. Permafrost and Periglacial Processes, 9(1): 23-33.

Whalley W.B. (1974). The mechanics of high-magnitude, low-frequency rock failure and its importance in a mountainous area, Geographical Papers, 27: 1-48.

Wheaton J.M., Brasington J., Darby S.E., Sear D.A. (2010). Accounting for uncertainty in DEMs from repeat topographic surveys: improved sediment budgets. Earth Surface Processes and Landforms, 35: 136-156

Whiteman D.P. (2000). Mountain meteorology, fundamentals and applications. Oxford University Press, Oxford, 355p.

Whitehouse I.E., Griffiths G.A. (1983). Frequency and hazard of large rock avalanches in the central Southern Alps, New Zealand. Geology, 11: 331-334.

Wieczorek G.F. (1996). Landslide triggering mechanisms. In: Turner A.K., Schuster R.L. (Eds.), Landslides: investigation and mitigation, Transportation Research Board National Research Council: Special Report, 247. National Academy Press, Washington D.C., USA, pp. 76-90.

Wieczorek G.F., Snyder J.B., Alger C.S., Isaacson K.A. (1992). Yosemite historical rockfall inventory. US Geological Survey Open File Report, 38: 92-387.

Williams P.J., Smith M.W. (1989). The frozen Earth, fundamentals of geocryology. Cambridge University Press, Cambridge, 306 p.

Wissing S., Pfiffner A. (2002). Structure of the eastern Klippen nappe (BE, FR): implications for its Alpine tectonic evolution. Eclogae Geologicae Helvetiae, 95: 381-398.

Wu T., Li S., Cheng G., Nan Z. (2005).Using ground-penetrating radar to detect permafrost degradation in the northern limit of permafrost on the Tibetan Plateau. Cold Regions Science and Technology, 41(3): 211-219.

Y

Young A.P., Ashford S.A. (2006). Application of airbone LiDAR for seacliff volumetric change and beach-sediment budget contribution. Journal of Coastal Research, 22: 307-318.

Z

Zambrano O.M. (2008). Large rock avalanches: a kinematic model. Geotechnical and Geological Engineering, 26: 283-287.

Zanotti F., Endrizzi S., Bertoldi G., Rigon R. (2004). The GEOtop snow module. Hydrological Processes, 18: 3667-3679.

Zappa M., Kan C. (2007). Extreme heat and runoff extremes in the Swiss Alps. Natural Hazards and Earth System Sciences, 7: 375-389.


318

Zemp M., Haeberli W., Hoelzle M., Paul F. (2006). Alpine glaciers to disappear within decades? Geophysical Research Letters, 33, L13504, DOI: 10.1029/2006GL026319.

Zemp M., Paul F., Hoelzle M., Haeberli W. (2007). Glacier fluctuations in the European Alps 1850-2000: an overview and spatio-temporal analysis of available data. In: Orlove B., Wiegandt E., Luckman B. (Dir.): The darkening peaks: glacial retreat in scientific and social context. University of California Press, 152-167.

Zhang T., Barry R., Haeberli W. (2001). Numerical simulations of the influence of the seasonal snow cover on the occurrence of permafrost at high latitudes, Norwegian Journal of Geography, 55(4): 261-266.

Zhao N.Z., Yan L., Zhao Y.S., Lv Y.F., Wu T.X (2007). Multi-factor analysis of reflection from granite surfaces. Journal of China University of Mining and Technology, 17(2): 255-257.

Zienert A. (1965). Gran Paradiso - Mont Blanc; Prähistorische und historische Gletscherstände. Eiszeitalter und Gegenwart, 16: 202-225.

319

Bibliographie personnelle

Articles avec comité de lecture

Deline P., Kirkbride M., Ravanel L., Ravello M. (2008). The Tré-la-Tête rockfall onto the glacier de la Lex Blanche (Mont-Blanc massif, Italy) in September 2008. Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria, 31 (2): 251-254.

Deline P., Coviello V., Cremonese E., Gruber S., Krautblatter M., Jaillet S., Malet E., Morra di Celle U., Noetzli J., Pogliotti P., Rabatel A., Ravanel L., Sadier B., Verleysdonk S. (2009). L’Aiguille du Midi (massif du Mont Blanc), un site remarquable pour l’étude du permafrost des parois d’altitude. Collection EDYTEM - Cahiers de Géographie, 8 : 135-146.

Fort M., Cossart E., Deline P., Dzikowski M., Nicoud G., Ravanel L., Schoeneich P., Wassmer P. (2009). Large and rapid mass movements; a contribution from French geomorphologists. Géomorphologie, 1: 47-64.

Rabatel A., Deline P., Jaillet S., Ravanel L. (2008). Rockfalls in high-alpine rockwalls quantified by terrestrial LiDAR measurements: a case study in the Mont-Blanc area, Geophysical Research Letter, 35, L10502, DOI:10.1029/2008gl033424.

Ravanel L. (2009). Evolution géomorphologique de la haute montagne alpine dans le contexte actuel de réchauffement climatique. Collection EDYTEM - Cahiers de Géographie, 8 : 113-124.

Ravanel L., Deline P. (2008). La face ouest des Drus (massif du Mont-Blanc) : évolution de l’instabilité d’une paroi rocheuse dans la haute montagne alpine depuis la fin du Petit Age Glaciaire. Géomorphologie, 4 : 261-272.

Ravanel L., Deline P. (2010). Climate influence on rockfalls in high-Alpine steep rockwalls: the north side of the Aiguilles de Chamonix (Mont Blanc massif) since the end of the Little Ice Age. The Holocene, DOI:10.1177/0959683610374887.

Ravanel L., Deline P. (accepté). On the trigger of rockfalls in high alpine mountain. A study of the rockfalls occurred in 2009 in the Mont Blanc massif. European Journal of Environmental and Civil Engineering.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (2009). Désenglacement du haut bassin versant du Vorz (massif de Belledonne, Isère) au Tardiglaciaire et à l’Holocène. Collection EDYTEM - Cahiers de Géographie, 8 : 23-36.

Ravanel L., Deline P., Jaillet S. (2010). Quantification des éboulements/écroulements dans les parois de la haute montagne alpine : quatre années de laserscanning terrestre dans le massif du Mont-Blanc. Revue Française de Photogrammétrie et de Télédétection, 192 : 10 p.

Ravanel L., Allignol F., Deline P., Gruber S., Ravello M. (2010) – Rockfalls in the Mont Blanc Massif in 2007 and 2008. Landslides, DOI : 10.1007/s10346-010-0206-z.

Articles sans comité de lecture

Mortara G., Alberto W., Bertoglio V. Deline P., Ravanel L., Ravello M. (2009). Les écroulements rocheux dans les massifs du Mont Blanc et du Grand Paradis (Alpes occidentales) en 2008. Revue Valdôtaine d’Histoire Naturelle, 63: 5-22.

Ravanel L. (2008). Les écroulements rocheux. Revue du SNGM, 71 : 30-35.


320

Ravanel L. (2008). Les écoulements rocheux en haute montagne : effets méconnus du réchauffement climatique. Visions Croisées, 2 : 10-12.

Ravanel L. (2010). Evolution des parois de haute montagne alpine dans le contexte actuel de réchauffement climatique ; le cas de la face Ouest des Drus. Cimes - Revue du GHM, 2009, 14 p.

Actes de conférences

Deline P., Jaillet S., Rabatel A., Ravanel L. (2008). Ground-based LiDAR data on permafrost-related rock fall activity in the Mont Blanc massif. In: Douglas L., Hinkel K., Hinkel K.M. (eds). Proceedings of the Ninth International Conference on Permafrost. University of Alaska Fairbanks, June 29 - July 3, 1: 349-353.

Ravanel L. (2009). Stabilité et instabilités dans les parois rocheuses de haute montagne : vers une interprétation systémique des écroulements rocheux. In : A. Vernay, C. Hug (dir.). Ordre et désordre - Imbrication et complémentarité des notions d'ordre et de désordre. L'Harmattan, Paris, 9 p.

Ravanel L., Deline P. (2006) – Nouvelles méthodes d’étude de l’évolution des parois rocheuses de haute montagne: application au cas des Drus. In : Actes du colloque Géologie et risques naturels : la gestion des risques au pays du Mont-Blanc, Sallanches, Novembre 2006, pp. 48-53.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (accepté). Les écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc pendant l’été caniculaire de 2003. In : Actes du Colloque 2009 de la SSGm.

Rapports

Ravanel L., Deline P., Allignol F. (2009). Géomorphologie du haut bassin versant du Vorz (Belledonne, Isère). In: Allignol F. (dir.). Etude intégrée du bassin versant du Vorz (Belledonne, Isère) consécutive à la crue des 22 et 23 août 2005, pp. 121-133.

Schoeneich P., Bodin X., Krysieki J.M., Deline P., Ravanel L. (2010). Permafrost in France. Report n°1. Institut de Géographie Alpine, Grenoble, 68 p.

Colloques internationaux (premier auteur seulement)

Ravanel L., Deline P., Jaillet S. (2007). Recent slope instabilities in steep alpine rockwalls affected by permafrost: a case study in the Mont-Blanc massif - the Drus. Alpine Glaciological Meeting, Zurich, Suisse.

Ravanel L., Rabatel A., Deline P., Jaillet S. (2007). Recent rock falls and rock avalanches in high-alpine rock walls affected by permafrost. A case study in the Mont-Blanc massif - 2005-2006. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Rabatel A., Deline P., Jaillet S. (2007). The use of laserscanning and terrestrial photogrammetry to quantify rock falls/avalanches in steep high-alpine rock walls. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Allignol F., Deline P., Ravello M. (2008). Rock falls on steep rockwalls in the Mont-Blanc massif in 2007: a GIS approach. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Deline P., Jaillet S., Rabatel A. (2008). Quantifying roch falls/avalanches in steep high-alpine rockwalls: three years of laserscanning in the Mont-Blanc massif. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

321

Ravanel L., Deline P., Jaillet S., Rabatel A. (2008). Mesure de l’activité gravitaire par laserscanning dans le massif du Mont-Blanc (2005-2007). Séminaire final du projet PERMAdataROC, Courmayeur, Italie.

Ravanel L., Allignol F., Deline P., Ravello M. (2008). Recensement et analyse des écroulements dans le massif du Mont-Blanc en 2007. Séminaire final du projet PERMAdataROC, Courmayeur, Italie.

Ravanel L., Deline P., Jaillet S. (2009). Rates of high altitude rock wall erosion: four years of laserscanning in the Mont Blanc massif. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (2009). Holocene collapse of a mountain summit in the Belledonne massif (France): evidence from geomorphological mapping. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Allignol F., Deline P., Ravello M. (2009). Rockfalls on steep rock walls in the Mont Blanc massif: a statistical approach for the 2007 and 2008 events. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (2010). Rockfalls in the Mont-Blanc massif during the hot Summer of 2003. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Deline P. (2010). Climatically-driven rockfalls in high-alpine steep rockwalls: the North side of the Aiguilles de Chamonix (Mont Blanc massif) since the end of the Little Ice Age. General assemblee of the European Geosciences Union, Vienne, Autriche.

Ravanel L., Deline P. (2009). Evolution de l’instabilité des parois rocheuses de haute montagne alpine depuis la fin du Petit Age Glaciaire - L’exemple du versant nord des Aiguilles de Chamonix. Colloque de la Société Suisse de Géomorphologie, Olivone, Suisse.

Ravanel L., Deline P., Jaillet S. (2010). Rockfall quantification in high-Alpine rockwalls with permafrost: five years of survey with laser scanning in the Mont Blanc massif. Third European Conference on Permafrost, Longyearbyen, Norvège.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (2010). Rockfalls in the Mont-Blanc massif in 2003, 2007, 2008, and 2009. Third European Conference on Permafrost, Longyearbyen, Norvège.

Ravanel L., Deline P. (2010). Climate influence on rockfalls in high-Alpine rockwalls: two study cases in the Mont Blanc massif since the end of the Little Ice Age. Third European Conference on Permafrost, Longyearbyen, Norvège.

Colloques nationaux (premier auteur seulement)

Ravanel L., Deline P. (2006). De nouvelles méthodes d’investigation pour l’étude de l’évolution des parois de haute montagne: application au cas des Drus. Colloque public transfrontalier : Géologie et risques naturels au Pays du Mont Blanc, Sallanches, France.

Ravanel L., Deline P., Jaillet S. (2007). Ecroulements en haute montagne alpine à permafrost : l’exemple du Petit Dru - massif du Mont-Blanc. Journées Nivologie-Glaciologie de la Société Hydrotechnique de France, Grenoble, France.

Ravanel L., Deline P., Ravello M. (2008). Magnitude and frequency of rockfalls in relation with permafrost in the Mont-Blanc massif since 2005. Journées Nivologie-Glaciologie de la Société Hydrotechnique de France, Grenoble, France.

Ravanel L. (2008). Ordre et désordres relatifs dans les parois rocheuses de haute montagne: vers une interprétation systémique des écroulements rocheux. Colloque pluridisciplinaire CIES Ordre et Désordre, Grenoble, France.

Ravanel L., Deline P., Jaillet S. (2009). Quantification des éboulements/écroulements rocheux dans les parois de la haute montagne alpine : quatre années de laserscanning terrestre dans le massif du Mont-Blanc. Colloque Techniques laser pour l’étude des Environnements Naturels et Urbains, Le Mans, France.


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Ravanel L., Deline P. (2010). Détection et mesure des écroulements rocheux dans les parois de la haute montagne alpine : réseau d’observateurs et LiDAR dans le massif du Mont-Blanc. Réunion annuelle de l’Association Française du Périglaciaire, Paris, France.

Ravanel L., Allignol F., Deline P. (2010). Ecroulements rocheux en contexte de permafrost dans le massif du Mont Blanc en 2007, 2008 et 2009. Journées Nivologie-Glaciologie de la Société Hydrotechnique de France, Grenoble, France.

Ravanel L., Deline P. (2009). Ecroulements rocheux en parois de haute montagne à permafrost : méthodes d’étude et résultats dans le massif du Mont-Blanc. Séance technique du Comité Français de Géologie de l’Ingénieur et de l’Environnement, Paris, France.