Les auteurs remercient les relecteurs pour leur travail et leurs contributions active à cet article.
1L’étude du couplage entre les dépôts d’écroulement, dont la fréquence augmente avec la dégradation du permafrost (e.g., Allen et al., 2013 ; Bodin et al., 2015 ; Cossart et al., 2013 ; Deline et al., 2021 ; Heckmann et al., 2018 ; Jaquemart et al., 2024 ; Ravanel et al., 2010, 2017), et les torrents est cruciale pour comprendre l’évolution des bassins versants de montagne et mieux anticiper les aléas et risques naturels.
2Un écroulement correspond à la chute soudaine d’une masse de roche cohérente d’un volume supérieur à 100 m3 depuis une paroi rocheuse raide, qui se fragmente en débris hétérométriques transportés vers l’aval sur une distance variable (Ravanel et al., 2006 ; Deline et al., 2008). L’écroulement se différencie de l’éboulement, qui désigne une chute de blocs généralement individuels d’un volume inférieur à 100 m3 (Ravanel et al., 2011). Dans les dernières décennies, de nombreux écroulements ont affecté les parois rocheuses alpines (Ravanel et Deline, 2011 ; Magnin et al., 2023). Dans certains cas, de la glace a été observée dans la niche d’arrachement de ces écroulements, indiquant le rôle probable de la dégradation du permafrost dans leur déclenchement.
3Les écroulements rocheux peuvent être déclenchés par les activités sismiques (Keefer, 2002 ; Kargel et al., 2016), le retrait glaciaire (Ballantyne, 2002 ; Dadson et Church, 2005 ; Cossart et al., 2014) ou la dégradation du permafrost (Gruber et Haeberli, 2007 ; Ravanel et Deline, 2008 ; Harris et al., 2009). Cette dégradation se manifeste par l’approfondissement de la couche active (i.e., la couche de terrain superficielle qui gèle et dégèle au fil des saisons) et le réchauffement voire le dégel du terrain (Dobinski, 2011). Elle provoque une modification des propriétés physiques de la roche intacte et de la glace contenue dans les fractures des parois (Krautblatter et al., 2013). En agissant comme un ciment entre les compartiments rocheux, la glace voit sa résistance au cisaillement diminuer sous l’effet de l’élévation de la température ; sa fonte induit la perte des liaisons à l’interface glace-roche (Davies et al., 2001 ; Gruber et Haeberli, 2007 ; Mamot et al., 2018, 2021). Dans le contexte actuel de réchauffement climatique, la dégradation du permafrost est particulièrement rapide dans les parois rocheuses, avec des taux de réchauffement atteignant par exemple 1,1°C en une décennie en face NE de l’Aiguille du Midi, à 3750 m (Magnin et al., 2024).
4La mobilisation des sédiments par les laves torrentielles dépend de nombreux facteurs, tels que la topographie (pente ou forme du chenal), la granulométrie et l’abondance des sédiments (Heckmann, 2008), la morphométrie, ainsi que la disponibilité en eau (secteur de contribution, fonte de la neige, précipitations ; évènements hydrologiques ; Kummert, 2021). Les laves participent activement à la recharge de la cascade sédimentaire (Hooke, 2003 ; Croke et al., 2005 ; Remaître et al., 2005 ; Garitte et al., 2007 ; Bel et al., 2015 ; Graff et al., 2018).
5Dès lors que le versant connaît une instabilité, une « chaîne de processus » peut s’y développer, comme en 2017 au Piz Cengalo (Suisse) où un grand écroulement rocheux favorisé par la dégradation du permafrost a donné lieu à plusieurs coulées boueuses qui ont atteint le village de Bondo (Walter et al., 2020). En haute montagne, les chaînes de processus sont souvent associées au recul des glaciers ou à la dégradation du permafrost (Haeberli, 2017). Lorsque les processus fluviatiles participent à la chaîne, sa portée en est augmentée (Mani et al., 2023). Avec le changement climatique actuel, qui provoque la transformation des environnements glaciaires et périglaciaires riches en sédiments, l’efficacité des chaînes de processus pourrait changer à l’avenir, avec une efficacité accrue des transferts (par l’augmentation des événements de forte magnitude), mais qui peuvent aussi aboutir à des blocages (formes de résistance lorsque les sédiments disponibles dépassent la compétence des processus de transport) ou à des tarissements si la fourniture sédimentaire reste constante (Heckmann, 2008 ; Mani et al., 2023).
6Cet article propose une exploration de la connectivité entre les dépôts d’écroulement en pied de parois susceptibles de résulter de la dégradation du permafrost et les torrents, en analysant les chaînes de processus dans des bassins versant et l’(in)efficacité du transfert sédimentaire au sein de la cascade sédimentaire (Fryirs et al., 2007). Il apporte des éléments de compréhension et de discussion sur ces chaînes de processus, de la dégradation du permafrost à la spatialisation des aléas torrentiels, en considérant la possible modification de leur fréquence et de leur magnitude.
7Notre étude est centrée sur trois bassins versants des Alpes françaises (fig. 1). Celui des Vallois (Hautes-Alpes ; fig. 1A) a été choisi pour ses épisodes récents de laves torrentielles et d'écroulements rocheux. La route départementale 91 reliant Briançon à Grenoble passant sur le torrent, celui-ci est particulièrement surveillé par le service de Restauration des Terrains de Montagnes (RTM) de l’ONF. Le bassin de Vallonbrun (Savoie ; fig. 1B) a été affecté en 2017 par un grand écroulement rocheux. Enfin, le Cros de la Vache (Isère ; fig. 1C) a été retenu pour ses nombreuses marques de connectivité hydro-sédimentaire (coulées de débris) dans les dépôts d’éboulement et éboulis au pied des parois. Outre leur dynamique gravitaire récente, ces bassins ont été choisi en raison de la présence potentielle de permafrost dans leurs parois rocheuses, suggérée par la modélisation statistique de sa distribution (Boeckli et al., 2012a).
Fig. 1 – Localisation des sites d’études. A : Les Vallois ; B : Vallonbrun ; C : Cros de la Vache (MNT 25 m IGN).
Fig. 1 – Location of the study sites. A: Les Vallois; B: Vallonbrun; C: Cros de la Vache (DEM 25 m IGN).
1. Bassins versants étudiés ; 2. Glaciers en 2018 ; 3. Limite de département ; 4. Frontière ; 5. Altitude en m ; 6. Aire d’adhésion de parc national ; 7. Coeur de parc national.
1. Studied watersheds; 2. Glaciers in 2018; 3. Department boundary; 4. National boundary; 5. Elevation above sea level in meters; 6. National Park area; 7. National Park core.
8Le torrent des Vallois est localisé sur le versant adret de la vallée de la Guisane (fig. 2A). Ce bassin versant, d’une superficie de 1,9 km², est très étroit et raide, avec 92 % des pentes supérieures à 30° (fig. 2F). Le bassin de réception torrentiel correspond au cirque formé par le Roc Termier et la Tête de Colombe (3078 m et 3022 m), constitués de calcaires et de calcschistes vers 2350 m (fig. 2E). La carte de distribution du permafrost suggère qu’il est potentiellement présent dès 2500 m, dans certains secteurs caractérisés par une fracturation importante des parois du cirque (Boeckli et al., 2012b ; Marcer et al., 2017) (fig. 2B). Cette présence est suggérée par l’observation récente, par les agents du service RTM, de glace dans les niches d’arrachement.
9Le chenal d’écoulement suit le pied de la face ouest de celle-ci (fig. 2C) avant de bifurquer, vers la vallée de la Guisane, rivière avec laquelle il conflue à 1806 m. Le secteur est sujet aux laves torrentielles (fig. 2B), dont certaines causent des dégâts sur la route D1091 reliant Grenoble à Briançon qui traverse le cône de déjection, y occasionnant des blocages de la circulation.
10Afin de contrôler les processus gravitaires et fluviatiles, des aménagements ont été réalisés au XXe siècle par la Direction Départementale de l’Equipement (DDE) et le service RTM. Le tunnel routier des Vallois, construit en 1875 – mais qui n’est plus en service aujourd’hui – a temporairement permis de dévier les écoulements saisonniers liés à la fonte hivernale. Un reboisement initié au début du XXe siècle a réduit l’érosion immédiatement en amont du cône de déjection. Enfin, deux digues implantées en 1994 en amont du tunnel (fig. 2A) limitent les débordements torrentiels. Les aménagements à l’apex du cône, conjugués au reboisement, ont réduit l’ampleur des divagations torrentielles sur le cône lors des crues de faible intensité.
Fig. 2 – Le bassin versant des Vallois. A : localisation du bassin dans la vallée de la Guisane ; B : topographie, réseau hydrographique et dépôts ; C : chenal principal (photo L. Astrade, 05/2023) ; D : dépôt d’écroulement (photo L. Gervais, 05/2023) ; E : carte géologique simplifiée (BRGM) ; F : carte des pentes (Lidar 20 cm).
Fig. 2 – The Vallois watershed. A: watershed location in the Guisane Valley; B: topography, hydrographic network and deposits; C: main channel (photo L. Astrade, 2023/05); D: rockfall deposit (photo L. Gervais, 2023/05); E: simplified geological map (BRGM); F: slope map (Lidar 20 cm).
1. Chenal actif ; 2. Lave torrentielle ; 3. Secteur de départ de la lave ; 4. Dépôt d’écroulement ; 5. Tunnel routier ; 6. Route départementale D1091 ; 7. Permafrost dans presque toute les conditions (d’après le rock model de Boeckli et al., 2012a et 2012b, cartographié avec la température de l’air du modèle S2M-SAFRAN de Météo France sur la période 1981-2010) ; 8. Permafrost principalement dans des conditions favorables ; 9. Permafrost uniquement dans des conditions très favorables ; 10. permafrost absent ; 11. Névé ; 12. Talus d’éboulis actifs ; 13. Masses glissées ; 14. Talus d’éboulis stabilisés ; 15. Alluvions torrentielles ; 16. Schistes et marnes noirs ; 17. Calcaires massifs ; 18. Dolomies ; 19. Calcschistes ; 20. Quartzites ; 21. Localisation et angle de prise vue des photographies C et D.
1. Active channel; 2. Debris flow; 3. Debris flow source area; 4. Rockfall deposit; 5. Road tunnel; 6. Department road D1091; 7. Permafrost (from the rock model from Boeckli et al., 2012a; 2012b, implemented with the 1981-2010 air temperature from the S2M-SAFRAN model of Météo France in almost all conditions); 8. Permafrost mainly in favorable conditions; 9. Permafrost only in very favorable conditions; 10. No permafrost; 11. Firn; 12. Active scree slope; 13. Sliding terrain; 14. Stabilized scree slope; 15. Torrential alluvium; 16. Black shales and marls; 17. Massive limestones; 18. Dolomites; 19. Calcschists; 20. Quartzites; 21. Location and shooting angle of photographs C and D.
11Le torrent de Vallonbrun est situé dans le massif de la Vanoise (fig. 3A). Il est alimenté par le glacier de Vallonbrun, dont l’altitude est comprise entre 2850 et 3450 m d’altitude, et conflue avec le torrent de la Rocheure 3,5 km en aval, à 2283 m d’altitude (fig. 3B). Le bassin versant, d’une superficie de 6,8 km², repose sur le socle cristallin de la Vanoise, surmonté de schistes lustrés et de calcschistes (fig. 3E). Le cirque glaciaire est délimité par les Pointes du Géfret (3158 m), du Châtelard (3378 m), de Vallonbrun (3413 m) et des Broès (3405 m ; fig. 3C). La présence de permafrost dans les escarpements est quasi certaine, au-dessus de 3000 m d’altitude sur les versants N, NO et NE (fig. 3C), dans une roche particulièrement fracturée (Cathala et al., 2024).
Fig. 3 – Le bassin versant de Vallonbrun. A : localisation du bassin ; B : torrent à l’aval (photo Deline P., 07/2023) ; C : topographie, réseau hydrographique et dépôts ; D : moraine frontale PAG vue de l’aval (photo P. Deline, 07/2023) ; E : carte géologique simplifiée (BRGM) ; F : carte des pentes (MNT 1 m IGN).
Fig. 3 – The Vallonbrun watershed. A: watershed location; B: downstream section of Torrent de Vallonbrun (photo P. Deline, 2023/07); C: topography, hydrographic network and deposits; D: LIA frontal moraine from downstream (photo P. Deline,2023/07); E: simplified geological map; F: slope map (DEM 1 m IGN).
1. Chenal actif ; 2. Cirque glaciaire ; 3. Moraine ; 4. Glaciers en 2024 ; 5. Glaciers en 1967/1971 ; 6. Glaciers au PAG ; 7. Dépôt d’écroulement de 2017 ; 8. Permafrost dans presque toutes les conditions (d’après le rock model de Boeckli et al., 2012a et 2012b, cartographié avec la température de l’air du modèle S2M-SAFRAN de Météo France sur la période 1981-2010) ; 9. Permafrost principalement dans des conditions favorables ; 10. Permafrost uniquement dans des conditions très favorables ; 11. Permafrost absent ; 12. Schistes noirs ; 13. Marbres ; 14. Calcschistes ; 15. Calcaires indifférenciés ; 16. Argiles rouges ; 17. Cône polygénique ; 18. Glacier ; 19. Tills würmiens ; 20. Tills historiques ; 21. Marbres indifférenciés ; 22. Dolomies blondes ; 23. Cargneules ; 24. Localisation et angle de prise vue des photographies B et D.
1. Active channel; 2. Glacial cirque; 3. Moraine; 4. Glaciers in 2024; 5. Glaciers in 1967/1971; 6. LIA glaciers; 7. 2017 rockfall deposit; 8. Permafrost in almost all conditions (from rock model from Boeckli et al., 2012a; 2012b, implemented with the 1981-2010 air temperature from the S2M-SAFRAN model of Météo France); 9. Permafrost mainly in favorable conditions; 10. Permafrost only in very favorable conditions; 11. No permafrost; 12. Black shales; 13. Marbles; 14. Calcschists; 15. Undifferentiated limestones; 16. Red clays; 17. Polygenic cone; 18. Glaciers ; 19. Würmian tills; 20. Historical tills; 21. Undifferentiated marbles; 22. Blonde dolomites; 23. Cargneules; 24. Location and shooting angle of photographs B and D.
12Le Cros de la Vache constitue le secteur amont de la tête de bassin de la vallée de la Bonne, située dans le massif des Écrins (fig. 4A). Le site, en amont de 1525 m, occupe un bassin de 4,5 km², drainé par un réseau hydrographique de 2,8 km. Le torrent principal prend sa source au lac des Pissoux à 2632 m (fig. 4B). Le bassin est dominé par l’Olan (3564 m) et l’Aiguille de l’Olan (3373 m) au pied desquels s’étendent respectivement les glaciers de la Maye et de Font Turbat. Le front du glacier de la Maye se trouvait à 2400 m en 2024 (fig. 4C). Les parois rocheuses sont majoritairement constituées de roches cristallines (granites et gneiss ; fig. 4E). La présence de permafrost est quasi certaine dans les parois à partir de 3000 m, voire dès 2500 m dans celles orientées au nord (Boeckli et al., 2012b ; Marcer et al., 2017 ; Cathala et al., 2024 ; fig. 4C). À leur pied, les versants recouverts d’éboulis et de tills présentent une pente décroissante de 35° à 20° (fig. 4F).
Fig. 4 – Le bassin versant du Cros de la Vache. A : localisation du bassin ; B : bassin vu vers l’aval (photo L. Astrade, 07/2022) ; C : topographie, réseau hydrographique et dépôts ; D : versant sud au pied du col Turbat (photo L. Astrade, 07/2022) ; E : carte géologique simplifiée ; F : carte des pentes (MNT 1 m IGN).
Fig. 4 - The Cros de la Vache watershed. A: watershed location; B: valley looking downstream (photo L. Astrade, 2022/07); C: topography, hydrographic network and deposits; D: south-facing slope below Col Turbat (photo L. Astrade, 2022/07); E: simplified geological map; F: slope map (DEM 1 m IGN).
1. Chenal actif ; 2. Moraine ; 3. Glaciers en 2024 ; 4. Glaciers au PAG ; 5. Eboulisation ; 6. Dépôt de lave torrentielle ; 7. Permafrost (d’après le « rock model » de Boeckli et al., 2012a et 2012b, cartographié ici avec la température de l’air du modèle S2M-SAFRAN Météo France sur la période 1981-2010) dans presque toute les conditions ; 8. Permafrost principalement dans des conditions favorables ; 9. Permafrost uniquement dans des conditions très favorables ; 10. Permafrost absent ; 11. Névés et glaciers ; 12. Talus d’éboulis actifs ; 13. Talus d’éboulis stabilisés ; 14. Cônes polygéniques ; 15. Tills historiques ; 16. Tills würmiens ; 17. Migmatites ; 18. Gneiss ; 19. Granite ; 20. Localisation et angle de prise vue des photographies B et D.
1. Active channel; 2. Moraine; 3. Glaciers in 2024; 4. LIA glaciers; 5. Debris fall; 6. Debris flow deposits; 7. Permafrost in almost all conditions (from “rock model” from Boeckli et al., 2012a; 2012b, implemented with the 1981-2010 air temperature from the S2M-SAFRAN model of Météo France) ; 8. Permafrost mainly in favorable conditions; 9. Permafrost only in very favorable conditions; 10. No permafrost; 11. Snowfields and glaciers; 12. Active scree slope; 13. Stabilized scree slope; 14. Polygenic talus slope; 15. Historical tills; 16. Würmian tills; 17. Migmatites ; 18. Gneiss; 19. Granite; 20. Location and shooting angle of photographs B and D.
13Pour chaque bassin versant, une carte géomorphologique a été produite à l’aide du logiciel QGIS, afin de caractériser les processus géomorphologiques actifs et les zones de stockage sédimentaire. La représentation cartographique repose sur la légende de l’Université de Lausanne (UNIL), développée dans les années 1980 (Schoeneich, 1993). Elle permet une interprétation intégrée des formes du relief et des dynamiques morphogéniques. Sa réalisation s’est appuyée sur un Modèle Numérique de Terrain (MNT), de l’IGN, d’une résolution de 1 m pour la zone de Vallonbrun et du Cros de la Vache, et de 20 cm pour les Vallois. À partir de ces MNTs, des rasters de pente et d’ombrage ont été obtenus, ainsi que des vecteurs de courbes de niveau (équidistances de 100, 50 et 10 m). Des orthophotographies de l’IGN et la carte géologique du BRGM ont été importées en flux WMS (Web Map Service). Un travail de terrain a été mené afin de compléter et de valider les observations issues des données numériques. Il a également permis d’estimer les volumes sédimentaires présents dans les réseaux hydrographiques, de caractériser la granulométrie des matériaux au sein des dépôts, et d’évaluer leur épaisseur. Il a également permis de préciser les processus et les extensions des formes dans les secteurs boisés, qui n’étaient pas visibles sur les données numériques.
14Les cartes APIM (Alpine Permafrost Index Map ; Boeckli et al., 2012) et leur déclinaison en carte de TAMSP (Température Annuelle Moyenne à la Surface des Parois ; e.g., Cathala et al., 2024) ont été superposées afin de visualiser les secteurs potentiels de permafrost. L’APIM propose une distribution spatiale d’un indice de permafrost dans les Alpes européennes basé sur le couplage de deux modèles statistiques de distribution des glaciers rocheux pour les formations superficielles (« debris model ») et des températures annuelles moyennes mesurées à la surface des parois rocheuses (« rock model »). La carte de TAMSP est basée sur ce rock model, en le spatialisant avec la température annuelle moyenne de l’air de la période 1981-2010 reconstituée avec le modèle S2M-SAFRAN (Durand et al., 1993). Elle propose donc un état stationnaire pour une période de 30 ans, supposant un état d’équilibre entre surface et profondeur de la roche.
15Une fois la carte géomorphologique actuelle réalisée, l’évolution des différents processus a été représentée par une carte géomorphologique diachronique. Un dégradé de couleur permet de visualiser l’évolution d’un processus : la couleur est d’autant plus claire que la forme est ancienne.
16Pour cartographier les formes héritées et l’évolution des bassins, de nombreuses orthophotographies et photographies aériennes de l’IGN ont été utilisées ; ces dernières ont été orthorectifiées avec le logiciel Agisoft Metashape (tab. 1). Les dates récentes permettent de voir l’évolution des bassins avant et après les événements gravitaires et, pour Vallonbrun, celle du glacier. L’utilisation de ces données est complétée par les observations et cartographies réalisées sur le terrain. Enfin, une collecte d’archives auprès du service RTM a été effectuée afin d’identifier les événements passés dans ces trois bassins versants.
17L’indice de connectivité sédimentaire (IC), tel que proposé par Cavalli et al. (2013) sur la base des travaux de Borselli et al. (2008), est un indice géomorphométrique conçu pour représenter les liaisons entre différentes parties d’un bassin versant, afin d’évaluer la connexion potentielle entre les versants, le réseau hydrographique et l’exutoire du bassin. En se concentrant principalement sur les paramètres topographiques, il permet de caractériser la connectivité sédimentaire à l’échelle du bassin versant et d’aider à l’interprétation géomorphologique de la dynamique.
18L’IC peut être facilement dérivé d’un Modèle Numérique de Terrain (MNT). Il est calculé à l’aide de l’application SedInConnect, en utilisant un MNT à 5 m et une rugosité de surface. Le réseau principal, sélectionné à partir d’observations de terrain et extrait par une approche seuil-en-surface, est utilisé comme cible pour focaliser l’analyse sur les cours d’eau principaux. Les valeurs de sortie sont normalisées afin de rendre l’IC comparable entre les bassins versants.
19Les facteurs de connectivité ont été déterminés spatialement à partir de l’analyse de l’IC, de la carte géomorphologique ainsi que des observations de terrain. Ont été ajoutés, en reprenant la typologie de Fryirs (Fryirs et Brierley, 2007), (i) les barrières (barriers), telles que les moraines frontales et latérales, les infrastructures, qui entravent le transport des sédiments en limitant le couplage entre les compartiments du bassin, et (ii) les zones tampons (buffers) telles que des terrasses fluviatiles et les plaines de tressage.
Tab. 1 – Liste des orthophotos et photographies aériennes sélectionnées (IGN, Remonter le temps).
Tab. 1 – Table of selected orthoimages and aerial photographs (IGN, Remonter le temps).
20Les processus qui affectent le bassin des Vallois se traduisent par une remobilisation des matériaux meubles et une mise en mouvement du versant. Le Roc Termier est affecté par plusieurs failles et écailles qui alimentent un tablier d’éboulis – d’une superficie de 0,17 km² soit 16 % de la superficie totale du bassin – incisé par de nombreuses ravines (fig. 5A). La rupture de pente vers 2550 m provoque le dépôt des matériaux issus des ravinements, déconnecté de l’aval du bassin.
21La paroi de Tête de Colombe et du Collet du col Julien, caractérisées par une fracturation importante, présente plusieurs indices de déstabilisation, tels que des niches d’arrachement et des écailles (fig. 5B), témoignant de sa dynamique morphostructurale.
22À son pied, plusieurs dépôts d’éboulement sont observés, ainsi qu’un dépôt d’écroulement majeur, constitué de blocs décamétriques (fig. 5C), couvrant une superficie de 62 000 m². Une partie de ce dépôt s’est accumulée autour de 2200 m d’altitude, formant un front lobé, tandis que le reste s’est propagé jusqu’à 2000 m.
23La partie inférieure du bassin est recouverte de tills plus ou moins végétalisés, entaillés par de nombreux chenaux torrentiels, dont le principal est celui des Vallois, en gorge. En deçà de 1910 m, le cône de déjection couvre 0,19 km² – soit 14 % de la superficie totale du bassin – avec les ouvrages de protection mentionnés plus haut. A l’aval de la route, la surface du cône présente un aspect chaotique, dû à la fois à la divagation des chenaux et des laves torrentielles puis à la recolonisation forestière depuis la déconnexion avec l’amont par l’amélioration de la route et ses aménagements de protection.
24Les sources sédimentaires des Vallois se trouvent ainsi dans les tills würmiens, les dépôts d'écroulement (fig. 2D) et les tabliers d’éboulis actifs situés au pied de la Tête de Colombe. L’essentiel de la charge sédimentaire mobilisable se situe dans les sections médianes (éboulis actifs) et inférieures (dépôt morainique antérieur au PAG) du bassin, dans lesquelles se développe également le réseau hydrographique.
Fig. 5 – Bassin des Vallois. A : carte géomorphologique ; B : niche d’arrachement à Tête de Colombe ; C : dépôt d’écroulement de 1970.
Fig. 5 – Vallois watershed. A: geomorphological map; B: rock fall scar at Tête de Colombe; C: 1970 rock fall deposit.
1. Chenal inactif ; 2. Chenal actif ; 3. Ravines actives ; 4. Ravines inactives ; 5. Talus d’érosion ; 6. Front de lave torrentielle ; 7. Petit talus d’érosion ; 8. Accumulation torrentielle ; 9. Niche d’arrachement ; 10. Blocs supérieurs à 10 m ; 11. Lobe de front de dépôt d’écroulement ; 12. Dépôt d’écroulement ; 13. Glissement ; 14. Dépôt d’éboulement ; 15. Talus d’éboulis ; 16. Talus d’éboulis végétalisés ; 17. Escarpement rocheux ; 18. Ecailles ; 19. Crêtes ; 20. Substratum rocheux ; 21. Tills végétalisés ; 22. Tills ; 23. Reboisements RTM ; 24. Digue de 1994 ; 25. Tunnel des Vallois ; 26. Route D1091.
1. Active channel; 2. Gullies; 3. Active gullies; 4. Inactives gullies; 5. Erosion banks; 6. Front of debris flows; 7. Small erosion embanks; 8. Torrent accumulation; 9. Scar; 10. Boulders larger than 10 m; 11. Rock fall front lobe; 12. Rock fall deposits; 13. Slide; 14. Boulder fall deposits; 15. Scree slope; 16. Vegetated scree slope; 17. Escarpment; 18. Scales; 19. Crests; 20. Bedrock; 21. Vegetated tills; 22. Tills; 23. RTM reforestation; 24. 1994 levee; 25. Vallois tunnel; 26. D1091 road.
25Le bassin de Vallonbrun est dominé par des escarpements rocheux de 300 à 600 m de commandement. Des moraines frontales à 2550 m témoignent de l’extension maximale du glacier durant le PAG (Gardent, 2014 ; fig. 3C, D ; fig. 6A). Depuis cette période, le glacier a reculé progressivement de 2 km, atteignant aujourd’hui 2850 m. La marge proglaciaire actuelle est principalement constituée de dépôts fluvio-glaciaires, de moraines et de dépôts d’écroulement, en particulier celui de 2017 qui s’est détaché sous la Pointe NE du Châtelard (3434 m ; fig. 6B), entre le 21 et 31 mars, comme observé sur les images Sentinel 2. La niche, qui a abaissé de 10 à 20 m la crête sommitale vers le point coté IGN 3378 m, a une superficie d’environ 25 000 m² en projection horizontale, soit un volume potentiel > 250 000 m3. Le dépôt a recouvert une partie du glacier avant de se séparer en plusieurs branches et de s’arrêter à 2645 m d’altitude après un parcours de 2,5 km (fig. 6C, 3F). Avec une dénivellation de seulement c. 750 m, la valeur H/L de l’écroulement est de 0,3 ; cette valeur correspond à un volume relativement élevé et suggère que de la neige et probablement de la glace ont dû être incorporées par la masse écroulée lors de son parcours, qui aura été ainsi fluidifiée (Deline et al., 2021). La superficie du dépôt, de 0,44 m² (6 % du bassin versant), suggère un volume de l’ordre de 400 000 m3 si l’on considère une épaisseur moyenne du dépôt de 1 m telle qu’estimée grossièrement sur le terrain. Un dépôt d’écroulement antérieur à 1945 a été en partie recouvert par celui de 2017 ; ils se distinguent sur le terrain par la couleur de leur patine, grise pour le dépôt de 2017, orangée pour celui anté-1945.
26Les versants, dont les pentes sont comprises entre 30° et 40° (fig. 3F), sont recouverts d’éboulis dont les matériaux sont remobilisés par différents processus. Sur le versant nord, des cônes polygéniques d’une pente moyenne de 30° associent éboulis, ravines et laves de débris. Sur le versant exposé NE, talus d’éboulis et cônes polygéniques alternent, incisés par des ravines dont les écoulements et les matériaux associés sont pour la plupart bloqués par la moraine du PAG possiblement caractérisée dans ce secteur volumineux par des formes de fluage. Les talus d’éboulis ravinés dominent sur le versant exposé sud-est des talus d’éboulis qui représentent 23 % de la surface totale du bassin. Vers 2900 m, un glacier rocheux probablement inactif recouvre le flanc externe de la moraine latérale droite PAG et déborde sur son flanc interne. A l’aval de ce glacier rocheux, des dépôts torrentiels sont bloqués par la moraine une seule ravine incise celle-ci à 2720 m. Le versant orienté ouest présente des loupes de solifluxion.
27La marge proglaciaire post-PAG, d’une pente moyenne de 8,5°, est constituée de tills et des dépôts d’écroulements entre 2850 et 2650 m d’altitude, le torrent de Vallonbrun y prenant sa source à 2750 m. Son secteur aval est composé de hummocky moraines associées à des sections préservées de moraines latéro-frontales, déposées lors du recul du front du glacier, et de dépôts fluvio-glaciaires, constitués de matériel remobilisé puis déposé par un réseau de chenaux en tresses. La moraine frontale, couplée à la faible pente, piège ces matériaux et empêche ainsi leur transfert à l’aval.
28De la moraine frontale à 2550 m jusqu’à la confluence avec la Rocheure, le chenal est encaissé, en gorge vers 2450 m et 2400 m, avec quelques dépôts fluviatiles. Les versants végétalisés sont inactifs à l’exception des apports depuis quelques ravines.
29Ainsi, l’essentiel des matériaux mobilisés dans le bassin amont n’est pas transporté vers l’aval. L’absence de cône de déjection à la confluence avec la Rocheure semble être liée à ce transfert sédimentaire peu efficace, plus que par le manque de place ou d’efficacité du torrent de la Rocheure.
Fig. 6 – Bassin de Vallonbrun. A : carte géomorphologique ; B : niche d’arrachement de l’écroulement de 2017 sous la Pointe du Châtelard ; C : front lobé du dépôt d’écroulement de 2017.
Fig. 6 – Vallonbrun watershed. A: geomorphological map; B: 2017 rockfall scar below Point du Châtelard; C: frontal lobe of the 2017 rockfall deposit.
1. Escarpements ; 2. Chenal temporaire ; 3. Chenal principal ; 4. Talus d’érosion ; 5. Lac ; 6. Glacier en 2024 ; 7. Gorge ; 8. Ravine ; 9. Ravine inactive ; 10. Dépôt torrentiel ; 11. Loupe de solifluxion ; 12. Bourrelets de solifluction ; 13. Glacier rocheux inactif ; 14. Blocs ; 15. Niche d’arrachement de 2017 ; 16. Niche d’arrachement ; 17. Accumulation de blocs ; 18. Substratum rocheux ; 19. Dépôt d’écroulement de 2017 ; 20. Limite du dépôt d’écroulement antérieur à 1945 ; 21. Talus d’éboulis ; 22. Glissement ; 23. Crête morainique ; 24. Moraines ; 25. Cirque glaciaire ; 26. Cône polygénique ; 27. Moraines soumises au fluage ; 28. Hummocky moraines ; 29. Tills végétalisés ; 30. Tills.
1. Escarpments; 2. Temporary channels; 3.Main channel; 4. Erosion embankment; 5. Lake; 6. Glacier in 2024; 7. Gorge; 8. Inactive gullies; 9. Active gullies; 10. Debris flow deposits; 11. Solifluction lobe; 12. Solifluction ridges; 13. Inactive rock glacier; 14. Boulders; 15. Rockfall scar of 2017; 16. Scar; 17. Boulder accumulation; 18. Bedrock; 19. Rockfall deposit of 2017; 20. Rockfall deposit before 1945; 21. Scree slope; 22. Slide; 23. Moraine crest; 24. Moraine; 25. Glacial cirque; 26. Polygenetic cone; 27. Creeping moraines; 28. Hummocky moraines; 29. Vegetated tills; 30. Tills.
30Le bassin du Cros de la Vache est un milieu périglaciaire et glaciaire en transition, marqué par des formes d’activité torrentielle et gravitaire récentes (fig. 4C, D). Il présente de vastes surfaces de dépôts (fig. 7). Les talus d’éboulis, au pied des hautes parois N et NO entre Olan et Pic Turbat, couvrent 2 km², soit près de la moitié de la superficie totale. À l’ouest dominent des cônes polygéniques engendrés par des processus torrentiels, gravitaires et avalancheux, coalescents, avec plusieurs apex dans l’axe des couloirs qui accidentent la paroi. Des ravines les incisent et canalisent des laves de débris hétérométriques qui atteignent le lit de la Bonne, sauf les plus orientales. À une échelle plus fine, de nombreux bourrelets de fluage sont visibles dans les cônes d’éboulis et la moraine, suggérant la présence de glace.
31Le glacier de la Maye, aujourd’hui entièrement couvert de débris, a construit un imposant bastion morainique. Il est incisé par des ravines, et une grande brèche l’entaille en son centre, empruntée par des laves de débris qui descendent jusque dans le lit du torrent. Entre le glacier et les cônes polygéniques s’étend un vaste cône d’éboulis, d’une pente moyenne de 29°, dans lequel aucun écoulement n’est repéré. À l’aval de la moraine, à partir de 2200 m d'altitude, le linéaire du torrent de la Bonne se caractérise par une alternance de plages de dépôts fluviatiles à chenaux en tresses au pied de chaque cône et de tronçons étroits et encaissés à lit à gros blocs.
Fig. 7 – Carte géomorphologique simplifiée du Cros de la Vache.
Fig. 7 – Simplified geomorphological map of the Cros de la Vache.
1. Parois à permafrost ; 2. Chenal actif ; 3. Ecoulement intermittent ; 4. Ravine ; 5. Crête morainique principale ; 6. Blocs ; 7. Front de laves de débris ; 8. Cône d’éboulis ; 9. Moraine ; 10. Glacier noir ; 11. Eboulis flués ; 12. Dépôts torrentiels ; 13. Cône polygénique ; 14. Brèche.
1. Permafrost walls; 2. Water flow; 3. Intermittent torrent; 4. Gully; 5. Main moraine crest; 6. Boulders; 7. Torrent deposit front; 8. Scree cone; 9. Moraine; 10. Debris-covered glacier; 11. Creeping talus slope; 12. Scree apron; 13. Polygenetic cone; 14. Breach.
32Dans le bassin des Vallois (fig. 8), les premiers événements identifiés sont deux écroulements rocheux antérieurs à 1960, qui forment les dépôts situés au pied de la paroi de la Tête de Colombe et qui s’étendent le long du torrent jusqu’à 2250 m et 2300 m.
33Le 22 juillet 1970, un écroulement recensé par le service RTM, permet de dater le dépôt majeur observé (fig. 5A). Selon le rapport RTM, dans les jours qui ont suivi, des éboulis fins gorgés d'eau par la fonte rapide de la neige ont glissé ponctuellement, mobilisant de gros blocs, avec une vitesse de déplacement estimée à 40 cm par jour. Ce dépôt d’écroulement remanié a été remobilisé le 28 juillet 1970 lors d’un orage de grêle, engendrant une lave torrentielle qui s’est étalée le long de la route. A 2350 m, un talus d’éboulis a été incisé sur 50 m de large et environ 10 m de profondeur jusqu’au socle rocheux. Un dépôt d’éboulement entre 2400 et 2500 m d’altitude, alimenté en continu depuis la paroi de Tête Colombe, est identifiable sur les photographies aériennes de 1960 à nos jours.
34Le 15 juillet 2001, un épisode orageux a entraîné la remobilisation d’éboulis dans la section médiane du bassin et des dépôts de 1970. Des blocs de 10 m3 ont été déplacés sur plusieurs mètres. Cet épisode a engendré une nouvelle lave torrentielle, qui a principalement emprunté le chenal des Vallois, engravant la route sur plus de 150 m avec des blocs de 20-30 m³ (fig. 8).
35Enfin, le 8 août 2017, un nouvel orage a mobilisé les éboulis situés sous le Roc Termier, dans la partie supérieure du bassin, engendrant des laves torrentielles qui ont emprunté deux ravines issues de l’escarpement médian (fig. 8). Une partie s’est écoulée en direction du chenal principal des Vallois jusqu’à 2250 m d’altitude, tandis que l’autre est descendue jusqu’à 2100 m, stoppée par une rupture de pente, sans rejoindre le chenal principal. Cet événement soulève des questions sur la connectivité des secteurs supérieur et médian du bassin, lesquels semblaient jusqu’alors déconnectés.
Fig. 8 – Carte diachronique des processus gravitaires et torrentiels dans le bassin des Vallois.
Fig. 8 – Diachronic map of gravity and torrential processes in the Vallois watershed.
1. Tunnel routier ; 2. Route D1091 ; 3. Digues ; 4. Reboisements RTM ; 5. Chenal principal ; 6. Bloc déplacé ; 7. Bloc ; 8. Dépôt d’écroulement ; 9. Bloc déplacé ; 10. Bloc ; 11. Déplacement de blocs ; 12. Front de lobe du dépôt ; 13. Dépôt de la lave torrentielle ; 14. Talus d’érosion ; 15. Remobilisation du dépôt par la lave ; 16. Dépôt d’écroulement ; 17. Dépôt d’éboulement ; 18. Blocs déplacés ; 19. Blocs ; 20. Bloc déplacé ; 21. Blocs ; 22. Déplacement de blocs ; 23. Dépôt de lave torrentielle ; 24. Remobilisation du dépôt de 1970 par la lave ; 25. Dépôt d’éboulement ; 26. Lave torrentielle ; 27. Chenal temporaire ; 28. Dépôts torrentiels.
1. Road Tunnel; 2. D1091 Road; 3. Levees; 4. RTM reforestation; 5. Main channel; 6. Moved boulder; 7. Boulder; 8. Rockfall deposit; 9. Moved boulder; 10. Boulders; 11. Boulder displacement; 12. Deposit lobe front; 13. Debris flow deposit; 14. Erosion embankment; 15. Deposit remobilization by debris flow; 16. Rockfall deposit; 17. Rockslide deposits; 18. Displaced boulder; 19. Boulder; 20. Displaced boulder; 21. Boulder; 22. Boulder displacement; 23. Debris flow deposit; 24. 1970 deposit remobilization by debris flow; 25. Boulder fall deposit; 26. Debris flow; 27. Temporary channel; 28. Fluvial deposit.
36Le bassin versant de Vallonbrun a été marqué principalement par le retrait du front du glacier et l’écroulement de 2017. En dehors de ces événements, les formes gravitaires et torrentielles apparaissent relativement stables. En rive droite, les talus d’éboulis se végétalisent. En amont de la moraine frontale du PAG, les dépôts sédimentaires, y compris ceux de l’écroulement de 2017, ne présentent aucun signe de remobilisation ; en aval, aucun changement morphologique n’est visible, des gorges jusqu’à la confluence avec le torrent de Rocheure.
37Dans le bassin du Cros de la Vache (fig. 9), des changements fréquents s’observent sur le glacier de la Maye entre 1950/60 et 2024. L’ensemble des prises de vues aériennes successives montre que le glacier est régulièrement recouvert par de nouveaux apports de débris depuis un couloir d'avalanche dans la paroi. Une brèche est visible sur la moraine à partir de 1992 sur les photos aériennes, qui a contribué pendant quelques années à alimenter en matériaux le seul tronçon torrentiel amont (entre 2100 et 2200 m). Dans le même temps, le flanc externe du bastion morainique est progressivement colonisé par la végétation. Sur les cônes d’éboulis, de nombreux indices témoignent d’une activité avalancheuse et torrentielle récurrente : laves de débris, lobes frontaux, et présence de gros blocs en pied de versant. Bien qu’aucun événement torrentiel intense sur la Bonne n’ait été relevé dans les inventaires RTM, l’activité torrentielle s’y accroît à partir de 2012, avec une augmentation de la fréquence et de l’intensité des laves torrentielles. Ceci peut être dû aux épisodes de pluie intense de novembre 2016 et/ou décembre 2017. Entre 2018 et 2024, deux événements conduisent au dépôt de matériaux sur 250 m et 500 m de longueur dans le lit du torrent. La majorité des laves transporte des blocs jusqu’au cours supérieur de la Bonne. En aval, vers 1600 m d’altitude, les bandes actives torrentielles, déconnectées du bassin amont, présentent des variations significatives de la surface des dépôts sédimentaires dont la superficie varie entre 17 000 m² en 2003 et 63 000 m² en 2024.
Fig. 9 – Carte diachronique du Cros de la Vache.
Fig. 9 – Diachronic map of the Cros de la Vache.
1. Chenal principal ; 2. Blocs de 1950/60 ; 3. Blocs de 2003 ; 4. Blocs de 2012 ; 5. Blocs de 2018 ; 6. Blocs de 2024 ; 7. Lave de 1950-60 ; 8. Lave de 2003 ; 9. Lave de 2012 ; 10. Lave de 2018 ; 11. Lave de 2024 ; 12. Dépôts fluviatiles.
1. Main channel; 2. Boulders from 1950/60; 3. Boulders from 2003; 4. Boulders from 2012; 5. Boulders 2018; 6. Boulders from 2024; 7. Debris flow from 1950-60; 8. Debris flow from 2003; 9. Debris flow 2012; 10. Debris flow 2018; 11. Debris flow 2024; 12. Fluvial deposit.
38L’analyse des processus et des formes des trois bassins montre des différences quant à la connectivité entre les dépôts rocheux en pied de paroi et les lits torrentiels à l’aval. Les secteurs de (de)connection potentielle sont mis en évidence par le calcul de l’IC dans la Figure 10. De plus, les types de connectivité sont schématisées en plan et selon un profil en long dans la Figure 11.
Fig. 10 – Évaluation de la connectivité sédimentaire pour les trois sites étudiés. A. bassin des Vallois ; B. bassin de Vallonbrun ; C. bassin du Cros de la Vache.
Fig. 10 – Assessment of sediment connectivity for the three study sites. A. Vallois catchment ; B. Vallonbrun catchment ; C. Cros de la Vache catchment.
1. Indice de connectivité ; 2. Barrages ; 3. Zones tampons ; 4. Dépôts sédimentaires.
1. Connectivity index; 2. Barriers; 3. Buffer zones; 4. Sedimentary deposits.
Fig. 11 – Modèles de connectivité en plan et selon un profil en long entre sources sédimentaires et torrent pour les trois sites étudiés. A : forte connectivité (Vallois) ; B : très faible connectivité (Vallonbrun) ; C : connectivité fragmentée (Cros de la Vache). La représentation des dépôts sur les profils en long ne respecte pas l’échelle verticale.
Fig. 11 – Models of connectivity in plan and longitudinal profile between sedimentary sources and torrent for the three study sites. A: high connectivity (Vallois); B: very low connectivity (Vallonbrun); C: fragmented connectivity (Cros de la Vache). Deposit representation on longitudinal profiles does not respect the vertical scale.
1. Glacier ; 2. Moraine PAG ; 3. Crête morainique PAG ; 4. Tills ; 5. Dépôts fluvio-glaciaires ; 6. Escarpement rocheux ; 7. Niche d’arrachement ; 8. Dépôt d’écroulement ; 9. Cône polygénique ; 10. Cône/talus d’éboulis ; 11. Gorge.
1. Glacier; 2. LIA moraine; 3. Maximum LIA moraine crest; 4. Tills ; 5. Fluvio-glacial deposits; 6. Escarpment; 7. Scar; 8. Rockfall deposit; 9. Polygenetic cone; 10. Scree cone; 11. Gorge.
39Dans le bassin des Vallois, la partie supérieure NO n’est pas connectée avec le torrent : les éboulis mobilisés dans les ravines se déposent vers 2550 m d’altitude, du fait d’une pente < 13° et d’une moraine sur un escarpement faisant barrage (fig.10A). L’IC (fig. 10A) montre toutefois un IC élevé en aval de l’escarpement, mais bloqué dans sa propagation. La partie SE, sous la paroi de la Tête de Colombe (fig. 11A), avec un versant raide au profil concave, illustre le cas d’un torrent connecté avec une grande efficacité à ses sources sédimentaires et des conditions pour une torrentialité régulière. Il est capable de transporter efficacement, lors d’épisodes orageux intenses, les matériaux déposés sur la pente raide (37°) au pied des escarpements jusqu’au cône de déjection via le raide chenal de transit. Les laves torrentielles sont récurrentes en raison de la recharge régulière des matériaux par la dynamique active des processus qui démantèlent les parois. Le transit s’arrête lorsque la pente diminue (8°) à l’apex du cône de déjection. Dans ce secteur, les aménagements routiers et torrentiels font barrage (fig.10A).
40Dans le bassin de Vallonbrun (fig. 10B et 11B), les moraines latérales empêchent le transit des matériaux depuis les talus d’éboulis du versant SO. En revanche, tills, dépôts d’écroulement rocheux et matériel mobilisés sur les talus d’éboulis et polygéniques au pied des versants NE s’accumulent dans le secteur amont de la marge proglaciaire, alors que les dépôts fluvio-glaciaires caractérisent son secteur aval, de pente < 20° et barré par la moraine frontale PAG. Cette marge proglaciaire est donc un puit sédimentaire, déconnecté du torrent à l’aval, dans lequel ne transitent que les matériaux fins dans les sections à lit à blocs hérités et à gorge. Cette configuration est très proche de celle documentée, par exemple, par Cossart et Fort (2008) dans deux marges désenglacées du massif des Écrins.
41Le bastion morainique et les vastes talus d’éboulis à ravinement actif du Cros de la Vache (fig. 11C) constituent un stock sédimentaire volumineux. Ce site fonctionne également comme puit sédimentaire à cause de la morphologie du lit à leur aval, étroit, encaissé et à blocs (fig. 10C). Les cônes polygéniques du versant orienté NE alimentent le torrent, comme en témoignent les tronçons successifs du lit, larges, bombés et tressés, mais les matériaux ne transitent pas au-delà de ces plages de dépôt. Ainsi, le torrent s’organise en couplages actifs successifs mais non connectés. Ce modèle de discontinuités amont-aval est donc plus complexe, et peut évoluer dans le contexte actuel de réactivation des sources sédimentaires, notamment si les volumes en transit venaient à augmenter (écroulement, incision des talus …), permettant la jonction entre les tronçons actifs.
42Pour plusieurs auteurs (e.g., Walling, 1983 ; Himmelstoss et al., 2024 ; Blanpied et al., 2018 ; Siccard, 2022), la taille du bassin versant conditionne la connectivité, quand ce sont la pente et la lithologie pour Theler (2010), ainsi que la granulométrie pour Berthet (2016). L’étude de nos sites montre que la connectivité entre stock sédimentaire et torrent n’est pas systématique. La topographie et les formes de dépôts hérités régulent le transit sédimentaire de l’amont vers l’aval différemment dans les trois bassins. L’analyse diachronique des trois sites met en évidence une forte activité gravitaire récente. Mais à Vallonbrun, les matériaux de l’écroulement de 2017 comme ceux déposés lors du recul du glacier restent dans la partie amont du bassin versant ; déconnectés du torrent, ces dépôts constituent un stock non mobilisable, la moraine frontale PAG renforçant ce puit sédimentaire. En revanche, aux Vallois et au Cros de la Vache, la dynamique gravitaire récente accroît l’activité torrentielle. Aux Vallois, le matériel issu d’éboulements et écroulements des parois alimente le stock sédimentaire, qui est immédiatement mobilisé lors d’épisodes orageux sous forme de laves torrentielles : les matériaux sont directement connectés au torrent et transférés vers l’aval. Au Cros de la Vache, de nombreuses coulées de débris mobilisent les matériaux des cônes polygéniques jusqu’au torrent de la Bonne, influençant la morphologie du lit sur des courts tronçons non connectés les uns aux autres : les matériaux de l’amont du système torrentiel ne sont pas transférés de façon spatialement continue vers l’aval mais des processus relais alimentent les tronçons intermédiaires, sans transit vers le secteur aval du vallon de la Bonne. Ainsi, à court terme, le torrent des Vallois dépend fortement de la fourniture en cours de sédiments, tandis que dans les deux autres bassins avec des stocks sédimentaires, la connexion est inefficace.
43A moyen terme, le glacier inactif au pied de l’Olan et celui de Vallonbrun seront au mieux en mesure d’accroître les stocks, mais qui sont non connectés. A plus long terme, l’achèvement de la déglaciation très avancée de ces deux derniers bassins ne devrait pas accroître notablement la faible dynamique paraglaciaire. En revanche, la dégradation du permafrost dans les parois devrait accroître la fréquence des écroulements rocheux (Jaquemart et al., 2024) et donc le stock sédimentaire, favorisant ainsi une augmentation des aléas torrentiels quand les dépôts sont directement connectés aux torrents comme aux Vallois.
44L’événement catastrophique de la Bérarde de juin 2024 (Blanc et al., 2024 ; Mainieri, 2025) corrobore ces interprétations : la connectivité est un facteur essentiel dans la compréhension des transferts torrentiels. En effet, les apports sédimentaires par le Torrent des Etançons, qui parcourt un long vallon à faible pente, ont été quasiment nuls ; au contraire, ceux très volumineux fournis par le bassin glaciaire affluent de Bonne Pierre ont été mobilisés dans une marge proglaciaire puis un cône proglaciaire caractérisés par un stock de sédiments abondant et une pente raide, présentant un fort couplage avec le cône de déjection sur lequel se trouve le hameau de la Bérarde.
45Cette étude s’est intéressée à la connectivité par le biais de la cartographie géomorphologique. Elle montre la diversité d’intensité de la connectivité en comparant trois bassins torrentiels. Partant de cette approche, un travail est actuellement mené par les auteurs et autrices dans le cadre du Programme d’Action pour la Prévention des Risques d’Origine Glaciaire et périglaciaire (PAPROG) piloté par la DGPR (Ministère de la Transition écologique), l'INRAe et le service de la RTM (ONF). L’objectif est de constituer un atlas des torrents, dans les bassins versants alpins concernés par la dégradation de la cryosphère, selon leur susceptibilité à la connectivité sédimentaire. Entrepris à l’échelle régionale, il s’appuie sur les inventaires de la cryosphère : inventaires des glaciers (Gardent, 2014 ; Rabatel et Klee, 2022) et des marges proglaciaires (Fichot, 2024), inventaire des glaciers rocheux (Marcer et al., 2018 ; Kummert et Bodin, 2020 ; Bodin, 2024), cartographies de la distribution du permafrost (Boeckli et al., 2012b ; Marcer et al., 2019 ; travaux en cours de Cathala et al.) et inventaire d’évènements gravitaires (Regard d’Altitude : Vengeon, 2025). Cette étude s’emploie donc à replacer la géomorphologie au cœur de la cascade sédimentaire afin de rendre compte la connectivité morpho-sédimentaire entre les têtes des bassins versants torrentiels, alimentés en partie par des matériaux produits par la dégradation de la cryosphère, et leur aval où les enjeux humains peuvent être forts.
* auteur correspondant : laurent.astrade@univ-smb.fr (L. Astrade)