Les auteurs remercient deux relecteurs anonymes pour leurs suggestions, J.-C. Thouret pour ses nombreuses remarques et corrections, et D. Mercier pour ses conseils. Ils remercient également la Compagnie des Guides de Chamonix et le musée alpin pour leur concours, S. Jaillet (EDYTEM) pour son soutien technique, P. Pogliotti (Université de Turin, ARPA VdA) pour les données de températures de paroi, M.P. Kirkbride (Université de Dundee), M. Rossi (EDYTEM) et Y. Battiau-Queney pour la révision du résumé et de la version abrégée en anglais.

Introduction

1Durant la dernière décennie, de grands écroulements rocheux tels que celui de Kolka-Karmadon dans le Caucase en 2002 (Huggel et al., 2005) ont affecté la plupart des massifs de haute montagne dans le monde. Dans les Alpes, les écroulements de la Brenva (massif du Mont-Blanc) en 1997 (Deline, 2001), de la Punta Thurwieser (massif de l’Ortles-Cevedale) en 2004 (Sosio et al., 2008) ou du Mont Rose (Fischer et al., 2006) sont les exemples les plus marquants de cette période, tandis que d’innombrables éboulements (volume supérieur à 100 m3) et petits écroulements ont affecté les parois rocheuses alpines pendant l’été caniculaire 2003, depuis le massif des Écrins jusqu’aux Hohe Tauern. Toutefois, en raison de l’absence d’observations systématiques, la fréquence et le volume des écroulements en haute montagne restent mal connus, y compris lors des dernières décennies. Cette connaissance est pourtant un préalable pour étudier, comme a commencé à le faire par exemple le programme de recherche franco-italien PERMAdataROC (Deline et al., 2008), l’hypothèse d’une relation entre la dégradation du pergélisol de paroi du fait du réchauffement climatique et les écroulements rocheux. L’étude de l’évolution morphodynamique récente de parois rocheuses remarquables dans les Alpes, pour lesquelles une documentation est souvent disponible, permet de constituer une base de données qui améliore 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) peuvent ainsi être complétées par celles fournies par l’étude des parois affectées par ces écroulements.

2Nous présentons ce type d’analyse consacrée à une paroi emblématique du massif du Mont-Blanc, la face ouest des Drus, affectée depuis le début du xx^e siècle par plusieurs écroulements, dont le plus important a eu lieu en juin 2005. L’attrait des Drus, qui tient à sa localisation au-dessus de Chamonix et à son allure, lui vaut une abondante documentation iconographique. Cet article reconstitue à partir de cette documentation l’évolution morphologique de la face ouest des Drus depuis la fin du petit âge glaciaire. La période qui s’ouvre au milieu du xix^e siècle se caractérise par une nette modification des conditions climatiques (remontée des températures en particulier), tandis que le développement de la photographie enrichit considérablement le corpus documentaire. Sur la base de cette reconstitution unique dans les Alpes, nous discutons les facteurs qui contrôlent les écroulements qui ont affecté la paroi, en particulier leur éventuelle relation avec le réchauffement climatique actuel.

Une paroi rocheuse supraglaciaire remarquable

3Le massif du Mont-Blanc se caractérise par une extraordinaire combinaison d’aiguilles, de parois et de glaciers. Son énergie de relief est considérable, avec une dizaine de sommets qui dépassent 4000 m d’altitude et le maintien d’une centaine de glaciers, dont la Mer de Glace. Dominée dans son secteur terminal par la face ouest du Petit Dru (fig. 1 et 2), elle représente le glacier le plus étendu des Alpes occidentales.

4Le massif cristallin externe du Mont-Blanc correspond pour l’essentiel à un batholite de granite hercynien, basculé vers le nord-ouest au Tertiaire et découpé en panneaux par de grandes failles subverticales varisques et alpines, les premières ayant rejoué durant la phase alpine. Le granite du Mont-Blanc (protogine des anciens auteurs) a un faciès très grenu et une texture équante. De multiples contraintes tectoniques l’ont fracturé selon des plans d'orientation variable qui peuvent se recouper. Du fait de cette structure cassante et de leur raideur, les versants du massif sont généralement propices aux mouvements de masse.

5Comme d’autres secteurs du massif du Mont-Blanc, le secteur Aiguille Verte-Les Drus présente des versants très raides –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 massif, orientées N–S et N40°–60° et dont le réseau serré recoupe l’ensemble du massif. De ces conditions structurales dérive la morphologie du Petit Dru, monolithe bien individualisé sur l’arête ouest-sud-ouest du horn de l’Aiguille Verte (4122 m, fig. 1). Sa face ouest présente un rocher d’apparence compacte, alors que les autres 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 (fig. 2), qui témoigne de la disparition en 2005 du pilier sud-ouest du Petit Dru.

6Cette cicatrice d’arrachement, haute de près de 600 m, peut être divisée en trois parties selon la topographie et la structure. Le quart inférieur (fig. 2, 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. 2, 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, sub-perpendiculaire au premier (N120°E-80°NW). Ce dernier se poursuit dans le quart supérieur de la cicatrice (fig. 2, 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 ouest-nord-ouest, et le quart supérieur, sud-sud-ouest.

Méthode de reconstitution de l’évolution morphodynamique de la paroi

7Afin de documenter le plus précisément possible les écroulements survenus depuis la fin du petit âge glaciaire, on a comparé et interprété plusieurs dizaines de photographies (tab. 1). La délimitation de l’extension des différentes cicatrices d’écroulement a été complétée par une estimation des volumes écroulés à partir de mesures, sur un modèle 3D à haute résolution de la paroi, obtenue par scannerisation à l’aide d’un laser terrestre (Ravanelet Deline, 2006).

8Si les écroulements de l’été 2003 dans la face ouest des Drus n’ont guère été remarqués en raison des très nombreux cas intervenus lors de cette période dans le massif du Mont-Blanc, ceux de 1997 en revanche, qui ont notablement modifié la face, appartiennent à la mémoire chamoniarde récente. Dans le même temps, les photographies correspondant à cette période sont abondantes et facilement accessibles. Les photographies des décennies antérieures sont peu abondantes et moins accessibles malgré leur origine diverse : albums de guides de haute montagne, collections de cartes postales anciennes, corpus du musée alpin de Chamonix, tandis que les revues de montagne sont une ressource précieuse, mais surtout à partir des années 1970. Pour le xix^esiècle, les documents ne sont d’une qualité suffisante pour permettre l’étude de la morphologie de la paroi qu’à partir des années 1850 (tab. 1).

Tableau 1 – Principales photographies utilisées pour reconstituer l’évolution morphodynamique de la face ouest des Drus.
Table 1 – Key photographs used to reconstruct the evolution of the slope instability of the West Face of les 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 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	Auteur

9Si plusieurs centaines de photographies ont été recueillies, seules quelques dizaines ont pu être utilisées en raison de multiples défauts (éclairage médiocre, angle de vue inadapté, faible netteté, nébulosité, dégradation). Afin de réduire les problèmes d’interprétation, les documents retenus ont un angle de vue sensiblement identique (N90° à N100°, plus rarement N115°). La seconde moitié du xix^esiècle est la plus délicate à traiter, la comparaison se faisant avec des documents (daguerréotypes et plaques de verre) à résolution et qualité plus limitées : pour cette période, un écroulement doit avoir un volume minimal de 600 à 800 m3 pour pouvoir être relevé.

10La reconstitution de l’évolution de la paroi passe par trois étapes. La première est la délimitation des niches d’arrachement repérées sur une série de photographies qui servent de référence pour chaque décennie. Puis l’étude approfondie des niches permet de déterminer les périodes caractérisées par des modifications morphologiques et colorimétriques de la paroi engendrées par un ou plusieurs écroulements (fig. 3).

11La dernière étape précise les dates des écroulements recensés, en complétant la série de référence par des photographies intermédiaires et des cahiers de courses, des livres de refuges, des topoguides ou des revues d’alpinisme (Bulletin du Club Alpin Français par exemple).

12Faute d’un Modèle Numérique de Terrain suffisamment précis (la résolution du MNT 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 requiert d’abord une scannerisation par laser terrestre (laserscanning) depuis l’arête des Flammes de Pierre (fig. 2) à l’aide d’un Optech ILRIS 3D  (portée utile : 800 m ; résolution à 100 m : 3 mm ; Ravanel et Deline, 2006). Puis les données sont 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 est transformé automatiquement en un modèle polygonal 3D à haute résolution de type TIN (Triangular Integrated Network), sur lequel peuvent alors être effectuées des mesures (fig. 4).

13Pour évaluer chaque volume écroulé, on identifie 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 sont ensuite mesurées sur le modèle 3D, ce qui permet par comparaison d’estimer progressivement les volumes disparus. Des photographies de la face ouest prises selon des angles de vue différents facilitent l’estimation de l’épaisseur des éléments disparus, qui reste la dimension la plus difficile à déterminer. La précision de la mesure des volumes détachés est d’autant plus faible que les documents sont anciens, avec une marge d’erreur qui peut atteindre 15 à 20 %.

L’évolution du versant entre 1850 et 2005

14De la fin du petit âge glaciaire jusqu’au milieu du xx^esiècle, les écroulements sont rares. À la fin de cette période, sept niches d’arrachement peuvent être identifiées sur les documents retenus (tab. 2) 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. 3 et fig. 5).

Tableau 2 – Caractéristiques des écroulements de la face ouest des Drus depuis 1905.
Table 2 – Characteristics of rockfalls and rock avalanches on the West Face of Les Drus since 1905.

Date de l’écroulement	Altitude (m) de la niche	L × l × e moyennes (m) de la niche	Volume (x 103 m3) de la niche
1905 (13/08)	3500-3630	130 × 12 × 6	9 ± 1
1935-40	3130-3165	35 × 30 × 6	5.5 ± 0.5
1950	3220-3330	110 × 55 × 4	20 ± 2
c. 1975	3300-3330	30 × 5 × 3	0.35 ± 0.05
1992 (09/08)	3350-3410	60 × 8 × 3	1.75 ± 0.25
1997 (17-18/09, 28/09)	3200-3370	170 × 60 × 3	27.5 ± 2.5
2003 (02-03/08)	3370-3460	90 × 40 × 2	6.5 ± 0.5
2005 (29-30/06)	3140-3660	520 × 65 × 8	265 ± 10
Total	3130-3660		335 ± 15

15Ces sept niches s’observent sur des 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 xx^esiècle. La première cicatrice postérieure au petit âge glaciaire apparaît dans les années 1900 (fig. 3). Encore visible avant 2005 une centaine de mètres en contrebas du sommet du pilier Bonatti (vers 3 600 m d’altitude), cette cicatrice longue de 120-130 m correspond à un volume écroulé de 9000 ± 1000 m3 (tab. 2). 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 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 (5500 ± 500 m3) survenu à la base de la cicatrice la plus fraîche observée sur les photographies de la fin du petit âge glaciaire (tab. 2).

16Au cours de la période 1950-1995 se manifestent les prémisses de la crise des années 1990-2000. Le premier écroulement d’un volume supérieur à 10 000 m3 postérieur au petit âge glaciaire eut en effet lieu en 1950 (fig. 5). c. Bonington (1992), relatant les premières tentatives d’ascension de la face ouest, fait état de cet écroulement survenu à la fin de l’été 1950, vraisemblablement entre 3220 et 3330 m d’altitude, et dont le volume peut être estimé à 20 000 ± 2000 m3(tab. 2). Un autre écroulement se 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 sud-sud-ouest du pilier (emprunté par la voie de Bonatti), non visible sur les photographies. Durant les quatre décennies suivantes, l’évolution morphodynamique est réduite. Entre 1955 et le début des années 1970, aucun événement notable ne se produit. Puis, probablement en 1975, une première niche d’arrachement apparaît, située au niveau d’un grand dièdre, une centaine de mètres au-dessus du surplomb créé par l’écroulement de 1950 (fig. 6), qui correspond à un phénomène plus petit (350 ± 50 m3).

17Une seconde niche se forme sur le bord ouest du surplomb de 1950 à l’occasion de l’écroulement du 9 août 1992 (1750 ± 250 m3), au terme d’une période particulièrement chaude (altitude de l’isotherme 0 °C supérieure à 4 000 m depuis mi-juillet) et orageuse (Bozonnet, 1994 ; tab. 2).

18La période de 1997 à 2005 est celle des écroulements majeurs. Le 18 septembre 1997 à 01 h 33, le premier se produit ; deux alpinistes qui bivouaquaient au-dessus de la niche d’arrachement avaient entendu des craquements dès 21 h. Un second a lieu le 28 septembre 1997 en début d’après-midi puis à 18 h 30. Les volumes détachés lors des deux événements semblent avoir été du même ordre, avec un volume total de 27 500 ± 2500 m3 (fig. 5 ; tab. 2). Ces écroulements ont emporté le surplomb de 1950, une grande traînée blanche marquant 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 (120N-80N) qui a conditionné la rupture en glissement plan avait déjà guidé la rupture de 1950 (fig. 6). À partir de 1998, de nombreux témoignages d’alpinistes font état de très fréquentes petites chutes de pierres dans la face ouest, mais pendant l’été caniculaire de 2003, c’est un volume de 6500 ± 500 m3 qui s’est écroulé au début du mois d’août (tab. 2). Le surplomb formé en 1997 « remonte » d’une dizaine de mètres, et deux grandes plaques se sont détachées au-dessus de celui-ci (fig. 5). À nouveau, des chutes de blocs affectent la face pendant la période qui suit. En juin 2005, elles s’intensifient jusqu’aux événements des 29 et 30 juin, quand une série d’écroulements démantèle le pilier sud-ouest du Petit Dru, gravi cinquante ans plus tôt pour la première fois et en solitaire par Walter Bonatti (Bonatti, 1962). Trois écroulements se produisent le 29 juin : à 11 h 03, le surplomb formé pendant l’été 2003 « remonte » de 120 m environ ; à 13 h 53, la moitié ouest du pilier Bonatti se détache ; située au sud de la cicatrice formée à 11 h 03, elle est étroite mais haute de 200-300 m, et le volume du nuage de poussière confirme qu’il s’agit de l’épisode principal du 29 juin ; à 14 h 22, la partie mise en surplomb quelques heures auparavant s’effondre, avec une « remontée » totale de la niche d’arrachement de 150 m environ par rapport à 2003. Alors que le nouveau surplomb se situe 130-140 m sous le sommet du pilier Bonatti, l’écroulement principal a lieu le 30 juin vers 03 h 00 et emporte l’ensemble du cylindre qui forme ce sommet. Jusqu’à la fin du mois de juillet 2005, les chutes de blocs sont très nombreuses, avec plusieurs petits écroulements (par exemple le 17 juillet à 7 h 05). Deux écroulements plus importants sont observés en septembre 2005 depuis le Montenvers ou les Tines. Celui du 8 septembre à 13 h 27 est déclenché par le séisme de magnitude locale 4.6 dit de Vallorcine (SismAlp, 2008), qui purge des blocs devenus instables en juin. Le second écroulement se produit le 27 septembre vers 8 h 30, sans secousse sismique. La séquence estivale de 2005 a mobilisé un volume total de 265 000 ± 10 000 m3 (tab. 2 ; fig. 5).

19Recouvrant 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. 3). 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 (fig. 1) : la canalisation de la masse écroulée par le Rognon des Drus et la moraine latérale explique le lobe principal du dépôt sur 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 lors du déplacement des masses écroulées. Cette matrice disparaît progressivement jusqu’au 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, dépasse localement 10 m ; elle diminue depuis le secteur central du dépôt jusqu’au front du lobe principal.

Discussion

20La succession des écroulements qui a affecté la face ouest des Drus depuis 1950 constitue un exemple de propagation de l’instabilité depuis le pied vers le haut d’une paroi rocheuse, avec mises en surplomb successives de masses rocheuses. Les grands écroulements qui ont affecté le Grand Pilier d’Angle (bassin glaciaire de la Brenva, massif du Mont-Blanc) sur un commandement de 800 m en novembre 1920 se sont produits de la même manière, mais en une semaine seulement (Deline, 2001). Avec la disparition du pilier Bonatti, les écroulements de 2005 mettent fin à une période d’érosion régressive active à partir de 1950 (fig. 5) et probablement ouverte avant la fin du petit âge glaciaire, comme le suggère la niche d’arrachement de pied de pilier, formée avant les années 1850 (fig. 3 et 5).

21Dans les roches cohérentes, les dimensions des écroulements dépendent des discontinuités préexistantes, le long desquelles des volumes rocheux sont 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) : l’activité sismique, la décompression post-glaciaire et la dégradation du pergélisol.

22Vingt-trois séismes d’une intensité supérieure ou égale à III ont été enregistrés à Chamonix durant la période 1850-2005 (SisFrance, 2008), dont deux d’une intensité supérieure à V. Seul l’écroulement du 13 août 1905 (intensité VII à Chamonix) est concomitant de l’un des séismes. Si le rôle des séismes dans la préparation des écroulements est probable, il est difficile à mesurer. Le séisme d’intensité VII à Chamonix survenu le 29 avril 1905 a ainsi pu préparer l’écroulement du 13 août.

23Le retrait post-würmien des glaciers engendre la décompression des versants rocheux, ce qui favorise leur déstabilisation (Evans et Clague, 1994 ; André, 1997 ; Ballantyne, 2002 ; Cossart et al., 2008), mais ce contrôle paraglaciaire ne s’est probablement pas exercé sur la face ouest des Drus car, comme l’indique la trimline, la surface du glacier würmien était située plus de 300 m sous la niche d’arrachement de 1950 (Coutterand et Buoncristiani, 2006). Par ailleurs, le glacier des Drus pendant le petit âge glaciaire n’avait que quelques dizaines de mètres d’épaisseur de plus qu’actuellement comme le montre un remarquable dessin de S. Birmann de 1823 (Nussbaumer et al., 2005-2006), et cette faible variation n’a pas eu d’effet sur la stabilité de la face ouest des Drus.

24Enfin, la dégradation de la glace dans les fissures du fait des modifications actuelles du pergélisol (condition thermique dans le sol ou la roche, caractérisée par une température négative pendant au moins deux années consécutives) constitue un dernier facteur déclenchant. Contrairement à d’autres niches d’arrachement récentes dans les Alpes, il n’a pas été observé de glace dans la cicatrice de juin 2005 aux Drus, mais des écoulements d’eau inhabituels et parfois abondants ont perduré durant une partie de l’été à l’intérieur et à proximité de la cicatrice, larges parfois de plusieurs dizaines de mètres. Comme la neige était absente de la face ou de l’épaule du Petit Dru, ces écoulements pourraient résulter de la fonte de la glace présente dans la paroi ou/et des abondantes précipitations de juin, juillet et août 2005 (fig. 7).

25Sans atteindre les valeurs de 2003, le mois de juin 2005 fut relativement chaud (fig. 7), et la combinaison de fortes précipitations et de températures élevées est très favorable à la dégradation du pergélisol (conduction et advection thermiques). On observe également une concordance temporelle entre les écroulements aux Drus et les périodes les plus chaudes du dernier siècle (fig. 8).

26Dans le massif du Mont-Blanc comme ailleurs dans les Alpes, la période 1942-1953 et celle de 1982 à aujourd’hui ont connu les étés les plus chauds depuis la fin du petit âge glaciaire (Casty et al., 2005). Ainsi, les étés de 1947, 1950, 1952, 1994 et 2003 ont connu des anomalies positives de température de 1,5–2 °C voire 4,4 °C par rapport à la période de référence 1901-2000, tandis que les années 1994, 2000, 2002 et surtout 2003 ont été les plus chaudes dans les Alpes depuis l’an 1500 (Casty et al., 2005). Ce réchauffement climatique s’est traduit par une remontée moyenne de la limite inférieure du pergélisol dans les Alpes de plus de 150 m depuis la fin du petit âge glaciaire (Haeberli et al., 1997). Une modélisation de la distribution du pergélisol dans les parois de haute altitude (Noetzli et al., 2007) indique sa présence à partir de 2700–2800 m d’altitude dans la face ouest des Drus, ce que tendent à confirmer des données de températures de parois rocheuses acquises depuis 2005 dans le cadre du projet PERMAdataROC. Trois capteurs de température ont ainsi été installés à 3, cm 30 cm 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 (fig. 2). Du 26/09/2007 au 24/09/2008, 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, avec 211 jours de température négative (P. Pogliotti, comm. écrite). Cette température moyenne annuelle négative atteste la présence du pergélisol. L’occurrence de températures positives résulte du fait que le capteur est implanté dans la couche active du permafrost (couche en subsurface soumise au dégel saisonnier), qui atteint dans les parois rocheuses alpines (exposition nord, 3000 m d’altitude) une profondeur de 4,5 à 7 m selon les années (Gruber et al., 2004). L’augmentation de la température moyenne annuelle de l’air, qui atteint près de 2 °C dans les Alpes depuis 1900 (fig. 8), contrôle d’autant plus celle de la température moyenne annuelle dans les parois rocheuses que l’on est proche de leur surface. Dans la face ouest des Drus, cette évolution est favorisée par le flux de chaleur latéral qui se propage depuis la face sud bien exposée à la radiation solaire (Gruber et Haeberli, 2007).

27Ce faisceau d’éléments suggère que les écroulements de la face ouest des Drus depuis la fin du petit âge glaciaire ont affecté une paroi dont le pergélisol a probablement subi une dégradation rapide pendant la seconde moitié du xx^e siècle. La conduction et l’advection sont les deux types de transfert de chaleur à l’origine de ces modifications accélérées de l’état thermique de la paroi ouest qui entraînent la dégradation des joints de glace. La conduction produit la couche active du pergélisol, dont l’approfondissement certaines années pourrait en partie expliquer les écroulements mineurs de la face ouest des Drus (en 1992 et 2003 par exemple). La circulation de l’eau dans les fractures de la roche permet par advection thermique la fusion de joints de glace en profondeur, qui peut aboutir comme dans le cas des Drus à la déstabilisation de volumes rocheux très importants (Gruber et Haeberli, 2007).

28L’analyse géomorphologique du secteur suggère une forte occurrence d’écroulements depuis les parois rocheuses pendant l’Holocène. Celles-ci dominent le petit glacier noir des Drus (0,2 km² ; fig. 1), dont la couverture détritique supraglaciaire et la moraine massive, constituées essentiellement par des débris anguleux, résultent de l’éboulisation, des éboulements et des écroulements qui affectent ces parois. 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 petit âge glaciaire, 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 (Coutterand et Nicoud, 2005). Enfin, alors que certaines parois du massif du Mont-Blanc sont stables depuis plusieurs milliers voire dizaines de milliers d’années comme le montre leur patine fauve très foncée (Böhlert et al., 2008), ce n’est pas le cas de la face ouest des Drus, sur laquelle la patine fauve présente une faible extension (fig. 2).

Conclusion

29En entraînant la disparition du pilier Bonatti, les grands écroulements de 2005 (265 000 ± 10 000 m3) ont mis un terme pour la face ouest des Drus à une crise morphodynamique qui a débuté avant la fin du petit âge glaciaire et s’est considérablement accélérée à partir de 1950 (fig. 8). La comparaison des photographies de la paroi révèle en effet la formation d’une niche au pied du pilier avant 1850, puis l’occurrence de huit écroulements depuis 1905, dont six depuis 1950, atteignant un volume total de 335 000 ± 15 000 m3. La sismicité n’a déclenché directement que l’écroulement de 1905, et les autres écroulements ne peuvent être considérés comme paraglaciaires puisque le secteur affecté constituait un nunatak non englacé lors du dernier maximum glaciaire (Würm). En revanche, le facteur climatique pourrait expliquer le déclenchement des écroulements postérieurs à 1905, comme le suggère la concordance des dates de leur occurrence et des périodes les plus chaudes depuis la fin du petit âge glaciaire. Plusieurs éléments étayent l’hypothèse d’une dégradation du pergélisol comme principal facteur déclencheur des écroulements documentés. Ces écroulements ont affecté des secteurs pour lesquels la modélisation prévoie un pergélisol, dont la dégradation actuelle est observée et mesurée dans les Alpes suisses (Gruber et Haeberli, 2007) comme dans le secteur des Drus (températures faiblement négatives mesurées sur l’arête des Flammes de Pierre). Des écoulements d’eau inhabituels ont été observés dans les cicatrices des écroulements de 1997 et 2005, tandis que les fractures subverticales qui ont déterminé les principaux écroulements (1950, 1997, 2003 et 2005) favorisent des transferts de chaleur par advection (circulation d’eau), plus efficace que la conduction. Alors que les volumes des écroulements de la face ouest des Drus sont largement déterminés par la fracturation, leur déclenchement semble ainsi soumis à un contrôle climatique.

30Dans le contexte du réchauffement climatique prévu pour le xxi^e siècle (IPCC, 2007), il est probable que ces écroulements rocheux en haute montagne deviendront plus fréquents et plus volumineux (Beniston, 2005 ; Gruber et al., 2004 ; Gruber et Haeberli, 2007). Le renforcement de cet aléa très destructeur devrait accroître le risque dans des espaces dont la vulnérabilité (habitat, axes de transport, téléphériques, refuges, alpinistes) a beaucoup augmenté depuis un demi-siècle, d’autant que les fonds de vallée peuvent être menacés par d’autres processus (avalanches, coulées boueuses) engendrés par les grands écroulements rocheux (Deline, 2001 ; Huggel et al., 2005). Il importe donc de mieux appréhender l’évolution morphodynamique actuelle mais aussi récente des parois rocheuses de haute altitude, en lien avec la dégradation de leur pergélisol.