L’auteur tient à adresser ses plus sincères remerciements à Reynald Delaloye et à Philip Deline pour leur relecture attentive du manuscrit et pour les remarques avisées qu’ils y ont apportées.
1Les glaciers rocheux sont des formes remarquables et largement répandues dans les paysages de la haute montagne alpine. Ce sont des langues de débris rocheux d’un volume important (de plusieurs dizaines de milliers à plusieurs millions de mètres cubes), aux allures de coulées visqueuses étalées sur les versants, qui se déplacent ou se sont déplacées sous l’influence d’une glace interne, et qui exigent de longues périodes d’élaboration, de plusieurs siècles à plusieurs millénaires selon les régions du monde (Potter, 1972 ; Barsch, 1996). Les glaciers rocheux suscitent aujourd’hui une attention croissante en tant que témoins d’une cryosphère enfouie susceptibles de réagir au « changement climatique » ; un exemple particulier de cette tendance pourrait avoir été donné par l’effondrement du glacier rocheux du Bérard, dans les Alpes du Sud, durant l’été 2006 (Bodin, 2007 ; Évin et al., 2007). Les glaciers rocheux se sont pourtant d’abord rendus célèbres à travers les vives polémiques entretenues autour de leur signification dynamique et génétique par des tenants d’un point de vue glacialiste et des tenants d’un point de vue périglacialiste ; l’une des plus fameuses de ces polémiques reste celle suscitée par le glacier rocheux de Galena Creek, dans le Wyoming (Potter, 1972 ; Barsch, 1987 ; Potter et al., 1998). Aujourd’hui, il convient sans doute de minimiser ces débats, surtout en acceptant l’idée, déjà ancienne (Washburn, 1979), que la glace de glacier enterrée fait bien partie du pergélisol. La question de l’existence de glaciers rocheux structurés sur un unique, continu et volumineux corps de glace d’origine glaciaire (le modèle de l’ice‑cored rock glacier de Potter, 1972) n’en reste pas moins ouverte. Toutefois, au cours des dix dernières années, le thème des rapports entre glaciers et glaciers rocheux s’est renouvelé. Si certains auteurs ont décrit des glaciers rocheux formés à partir de langues glaciaires recouvertes depuis la fin du Petit Âge Glaciaire (Whalley et al., 1995 ; Berger et al., 2004), d’autres ont envisagé les effets d’un recouvrement glaciaire de glaciers rocheux préexistants, question déjà abordée par M. Évin (1987). Une série de travaux a ainsi montré, en de nombreux endroits des Alpes et des Pyrénées, qu’au cours du Petit Âge Glaciaire le pergélisol des glaciers rocheux avait été dégradé par les eaux circulant à la base des glaciers (Delaloye et al., 2003a et b ; Delaloye, 2004 ; Lugon et al., 2004). A. Kääb et al. (1997), en étudiant le glacier rocheux de Gruben juxtaposé au glacier du même nom (Grubengletscher, Alpes suisses), ont également envisagé les façons dont un glacier rocheux peut être affecté par des avancées et des retraits glaciaires au cours de l’Holocène.
2Le glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc, à l’extrémité sud de la Savoie (Alpes du Nord), fait partie de ces rares spécimens pour lesquels on dispose de l’attestation documentaire de la présence d’un glacier au Petit Âge Glaciaire ; il se présente ainsi comme un glacier rocheux apparu sur les cartes au cours des cent cinquante dernières années. Son caractère exceptionnel est renforcé par ses grandes dimensions et par la gamme extraordinaire de ses formes de surface. Grâce à des investigations de terrain et à la cartographie géomorphologique détaillée, on s’interroge dans cet article sur la signification dynamique d’une morphologie complexe et sur les possibilités de passage, en un laps de temps inférieur à deux siècles, d’un paysage de glacier à un paysage de glacier rocheux.
3Le glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc se situe dans la partie culminante du massif du Mont Thabor (fig. 1), dans un amphithéâtre orienté vers le Nord et délimité par les crêtes reliant la Pointe de Terre Rouge (3080 m), le Pic du Thabor (3207 m), le Mont Thabor (3178 m) et le Cheval Blanc (3020 m). Cet amphithéâtre, au sein de la zone houillère briançonnaise, correspond à un val inscrit dans le synclinal à grand rayon de courbure du Thabor, où les quartzites du PermoTrias et du Trias reposent sur la puissante assise des schistes et grès houillers (fig. 2). Tout le versant sud du Mont Thabor, en pente relativement douce, correspond à une dalle structurale quartzitique dont le Cheval Blanc, vers le nord‑est, forme un témoin à l’aspect de tour. À l’Ouest, le flanc du synclinal est rompu par un chevauchement qui fait redoubler la dalle de quartzite, isolant ainsi le point culminant du massif (Pic du Thabor, 3207 m) (Gidon, 1977 et 2007).
4Au pied de ces imposantes parois quartzitiques, le glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc (fig. 2) est l’un des plus vastes (environ 35 ha) et l’un des plus spectaculaires glaciers rocheux de toutes les Alpes de Savoie. Entre 2850 m et 2660 m, il occupe une grande partie de l’amphithéâtre et s’apparente à une langue de dimensions pluri‑hectométriques (plus de 900 m de long sur plus de 300 m de large). Ses limites vers l’Est sont rendues peu évidentes par la proximité d’importants dépôts morainiques déformés en surface. Le glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc semble peu épais, du moins d’après la hauteur des rebords, comprise entre 5 et 15 m. Il est composé de débris quartzitiques de taille modeste (20‑40 cm de grand axe), et caractérisé par de nombreux bourrelets transversaux et longitudinaux. L’eau qui s’écoule de son front en été affiche une température comprise entre 0 et +1oC. La taille de l’appareil et sa couleur d’ensemble, très claire, permettent en été de le repérer depuis la crête de Caron, à plus de 15 km au Nord. Sur les cartes IGN dont le levé topographique date de la fin des années 1970, le glacier rocheux est situé juste à l’aval d’un petit glacier, disparu aujourd’hui en surface.
Fig. 1 : Localisation du glacier rocheux étudié (GR TH‑CB) dans le massif du Mont Thabor (Savoie).
Fig. 2 : Photographie aérienne oblique du site du Thabor‑Cheval Blanc.
Le contour du glacier rocheux est surligné en gris. s.T : synclinal du Thabor. H : schistes et grès houillers. Q : quartzites du Permo‑Trias et du Trias. Ø : chevauchement. m : dépôts morainiques. (gr) : glacier rocheux embryonnaire.
Photographie : M. Caplain, août 2006.
5L’observation de cartes et de documents anciens relatifs au secteur amène à décrire une évolution rapide du paysage en moins de deux siècles. La Carte d’État‑Major, réalisée entre 1843 et 1867, montre un englacement quasi‑total de l’amphithéâtre dans lequel est aujourd’hui situé le glacier rocheux (fig. 3). Il convient toutefois d’être prudent, car la topographie représentée sur la Carte d’État‑Major semble approximative : il est notamment difficile d’établir une correspondance parfaite entre la géométrie de l’amphithéâtre sur ce document et celle représentée sur les cartes ultérieures. Pour autant, à cette époque, le front du glacier semble se situer à proximité de la position actuelle du front du glacier rocheux. En revanche, latéralement, les limites de ce dernier sont largement débordées, mais il est possible que la cartographie du glacier du Thabor au XIXe siècle ait été biaisée par la prise en compte de surfaces de névés et par la réunion sous la forme d’un seul grand glacier de plusieurs appareils adjacents. Cette dernière idée est motivée par l’existence de dépôts morainiques situés immédiatement à l’ouest et à l’est de l’actuel glacier rocheux et attribuables à de petits glaciers.
6Sur les cartes topographiques (1/50 000e et 1/20 000e) du début du XXe siècle, dont les levés datent de 1890, le glacier du Thabor apparaît retiré très à l’amont dans l’amphithéâtre (fig. 3). Par ailleurs, un croquis par F. Schrader dans une publication de H. Ferrand (1892) des Annuaires du Club Alpin Français apporte une autre vision sur ce qu’était le glacier à la fin du XIXe siècle (fig. 4). Réalisé depuis la Pointe de Fréjus (2934 m), à l’est du massif du Mont Thabor (cf. fig. 1), le croquis laisse assez bien voir toute la partie occidentale de l’amphithéâtre : celle‑ci est très peu englacée, moins que ne le donne à penser les cartes topographiques. La partie orientale de l’amphithéâtre, qui nous intéresse davantage, est en partie masquée par la crête menant au Cheval Blanc. Malgré tout, la portion de glacier que l’on y observe couvre bien le double de la superficie du glacier représenté sur les cartes des années 1970. On établit donc qu’à la fin du XIXe siècle le glacier du Thabor empiétait encore largement sur le périmètre du glacier rocheux actuel. La bonne vision de ses rebords occidentaux permet cependant de préciser qu’il ne le débordait pas latéralement, contrairement à ce qu’on peut interpréter d’après la carte topographique du début du XXe siècle (fig. 3). Par ailleurs, vers une altitude estimée à 2700‑2750 m, le dessinateur a figuré des parties sombres, apparemment étendues suivant la pente, que l’on peut logiquement interpréter comme des indices de la présence du glacier rocheux.
Fig. 3 : L’englacement de l’amphithéâtre du Thabor‑Cheval Blanc au XIXe siècle.
A : Carte d’État‑Major (levés : 1843‑1867). B : carte du début du XXe siècle (levés topographiques : 1890). 1 : limites du glacier du Thabor en 1890. 2 : limites du glacier rocheux actuel.
Fig. 4 : Le Mont Thabor vu depuis la Pointe de Fréjus, à l’extrémité orientale du massif
1 : glacier du Thabor. 2 : Pic du Thabor. 3 : position approximative du front de l’actuel glacier rocheux.
extrait d’un dessin de F. Schrader d’après une photographie de H. Ferrand (1892).
7D’après ces différentes informations historiques, on suppose que le glacier du Thabor au milieu du XIXe siècle s’étendait grossièrement jusqu’à proximité des limites actuelles du glacier rocheux (fig. 5) ; dès la fin du XIXe siècle, il ne subsistait plus que dans le recoin amont de l’amphithéâtre, illustrant en cela le retrait rapide des glaciers à la fin du Petit Âge Glaciaire (Le Roy Ladurie, 2003). L’évolution de l’amphithéâtre se caractérise donc, sur un temps court (moins de deux siècles) et sur un espace restreint (quelques dizaines d’hectares), par la disparition d’un glacier et par la mise à jour, en lieu et place, d’un glacier rocheux.
8L’objectif de l’étude était donc de répondre à la question : comment est‑on passé, en si peu de temps, d’un paysage de glacier à un paysage de glacier rocheux ? Une piste de travail consistait à se demander : le glacier du Thabor du Petit Âge Glaciaire s’est‑il transformé en glacier rocheux par recouvrement progressif de débris ou a‑t‑il plutôt révélé un glacier rocheux qu’il était venu recouvrir ? Dans cette optique, des prospections intensives ont été menées sur le terrain afin de cartographier en détail toute la zone allant du bas des parois jusqu’au front du glacier rocheux, d’en classifier les formes selon une interprétation dynamique et de proposer un scénario d’évolution du paysage et des mécanismes en jeu dans son façonnement. La réalisation de la cartographie a été fondée sur la photographie aérienne de 1971 (mission IGN FR 2116) : sa très grande échelle (1/15 000), le faible enneigement du terrain au moment de sa saisie, jamais retrouvé sur les clichés ultérieurs, et l’excellente vision du relief qu’elle offrait ainsi en ont fait un support d’excellente qualité.
Fig. 5 : Évolution supposée de l’englacement dans l’amphithéâtre du Thabor‑Cheval Blanc entre le milieu du XIXe siècle et la fin du XXe siècle, d’après les documents consultés.
1 : lignes de crêtes et sommets. 2 : parois quartzitiques. 3 : parois de schistes et grès houillers. 4 : surface glaciaire au milieu du XIXe siècle (Carte d’État‑Major, interprétation minimale). 5 : surface glaciaire en 1890 (carte du début du siècle et croquis des Annuaires du Club Alpin Français). 6 : surface glaciaire en 1977 (carte topographique IGN au 1/25000). 7 : contours de l’actuel glacier rocheux.
9L’ensemble cartographié (fig. 6), depuis la base des parois jusqu’au front du glacier rocheux, sur plus de 1500 m de longueur et 350 m de dénivellation, s’apparente à ce que les anglo‑saxons ont appelé « debriscovered glacier/rock glacier system » (Ackert, 1998) : un glacier noir à l’amont est prolongé par un glacier rocheux à l’aval, les deux parties du système se distinguant, dans un travail fondé en grande partie sur l’observation, par leur morphologie de surface. Comme dans des exemples comparables de la littérature (Whalley et al., 1995 ; Ackert, 1998), ce système glacier noir/glacier rocheux présente vers l’amont une dépression centrale de l’ordre de 10 à 30 m, sur une extension ici assez considérable puisque seul le quart du système en dessous de 2750 m possède un profil transversal non déprimé. On peut d’ailleurs voir dans l’ampleur de cette dépression la marque d’une adaptation à la morphologie en val de l’encaissant, surtout si l’on tient compte de la largeur considérable de l’ensemble (jusqu’à 500 mètres au maximum).
10Le glacier noir, entre 3000 et 2850‑2800 m environ, partiellement encadré de crêtes morainiques latérales, présente une morphologie de surface atone et une couverture de débris suffisamment fine et discontinue pour laisser voir la glace de part en part. Hérité du petit glacier encore représenté sur les cartes topographiques IGN, il se réduit aujourd’hui à une peau de chagrin si bien que le plancher de schistes houillers commence à affleurer (fig. 2). Le glacier rocheux, en dessous de 2850‑2800 m environ, se singularise quant à lui par des formes de surface remarquables, spatialement organisées, et par une couche de débris épaisse et quasi continue au‑dessus du présumé pergélisol. Mais il présente aussi un certain nombre de caractères atypiques pour un des glaciers rocheux les plus hauts en altitude de la région. Plus que sa faible épaisseur, dont l’évaluation est sans doute un peu faussée par le contexte morphostructural de val sous‑jacent, son front apparaît peu impressionnant et donne, dans l’axe d’allongement du glacier rocheux et de la vallée, une impression d’affaissement (fig. 2). Par ailleurs, depuis le secteur déprimé à l’amont jusqu’au front, court un sillon central jalonné de petites dépressions elliptiques et de puits circulaires peu profonds, probable témoin d’un écoulement concentré creusant dans le pergélisol sous‑jacent.
Fig. 6 : Carte géomorphologique détaillée du système glacier noir/glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc.
1 : rebords raides du glacier rocheux. 2 : hauteurs des rebords mesurés sur le terrain, en mètres. 3 : zones de glacier noir, à l’amont, ou de glace massive à l’intérieur du glacier rocheux, à l’aval. 4 : crêtes morainiques latérales. 5 : sillon sinueux associé à la dépression centrale. 6 : dépressions elliptiques, profondes de 2 à 4 m. 7 : puits peu profonds (1 à 2 m). 8 : bourrelets arqués hauts de 1 à 3 m (c.a. : compartiments affaissés). 9 : rampes longues et rectilignes avec un versant raide vers la dépression centrale, haut de 0,5 à 2 m, et un versant en pente douce vers l’extérieur. 10 : lignes de crêtes de la surface du glacier rocheux (sommets des bourrelets et des rampes). 11 : zones à la morphologie peu différenciée.12 : sillons analogues à des crevasses. 13 : mamelons hauts de 2 à 3 m. 14 : convexités de grande ampleur (plurimétriques à décamétriques). 15 : lignes de crêtes et sommets des parois de quartzites. 16 : base des parois de quartzites.
11Le passage du glacier noir au glacier rocheux se réalise dans un secteur de transition, entre 2850 et 2800 m, où la dépression du système atteint sa valeur maximale (~30 mètres) et où le glacier noir s’amincit jusqu’à ne plus former qu’un mince couloir central. Entre 2820 et 2790 m, le sillon central, lorsqu’il n’est pas obstrué par des névés, permet d’observer un bon nombre d’expositions de glace massive. À la fin de l’été caniculaire de 2003, responsable de la fonte de presque tous les névés, une demi‑douzaine d’expositions ont ainsi été repérées (fig. 7), sous quelques décimètres de débris et sur des hauteurs de 1 à 2 m et certaines montraient un véritable feuilletage de la glace. De part et d’autre de ce sillon central, on peut encore sonder manuellement la couverture de débris pour découvrir de la glace massive enfouie. En revanche, sur les marges du système et dès que l’on entre dans la partie glacier rocheux, en dessous de 2800 m, l’épaisseur de la couche de débris au‑dessus du présumé pergélisol devient vite trop grande (> 1 m) et rend une telle entreprise difficile. Néanmoins, la disparition des névés lors de l’été 2003 a permis d’observer une large exposition de glace massive (plusieurs mètres de longs, un à deux mètres de haut) dans une dépression située vers 2730‑2740 m. De telles observations soulèvent évidemment la question de la continuité de la glace du glacier noir à travers le glacier rocheux, d’un pergélisol structuré sur un vaste noyau de glace d’origine glaciaire.
Fig. 7 : Localisation et exemples d’expositions de glace massive telles qu’observées à la fin de l’été 2003.
Cliché : S. Monnier, septembre 2003.
12Hors des zones centrales généralement déprimées, c’est‑à‑dire en direction des marges, la surface du glacier rocheux est marquée par deux grandes catégories de formes (fig. 6 et 8) : les bourrelets arqués, assez représentatifs des glaciers rocheux en général, et les rampes subrectilignes, beaucoup plus originales. Les premiers et les secondes sont organisés et connectés de façon remarquablement cohérente à partir du débouché du cirque formé par les crêtes reliant Mont Thabor et Pic du Thabor (fig. 6).
13Les bourrelets arqués, emboîtés et essentiellement concentrés dans la partie distale et sur le flanc occidental de l’appareil, mesurent entre 0,5 et 3 m de haut et de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres de long. Par leur aspect bombé, ces bourrelets suggèrent l’occurrence de phénomènes compressifs. Toutefois, plusieurs d’entre eux présentent un profil dissymétrique avec un versant aval au profil convexe et un versant amont très raide au profil rectiligne et caractérisé par des éléments plus fins (fig. 8 et fig. 9) ; certains présentent même deux versants raides de ce type. De tels bourrelets sont alors bordés par un compartiment affaissé (fig. 9), au plancher garni de blocs de plus grande taille, bien repérable sur le terrain ou sur photographie aérienne. Des formes analogues ont pu être observés sur d’autres glaciers rocheux dans le massif du Thabor ou dans le massif de la Vanoise (Monnier, 2006), ainsi que sur des glaciers rocheux pyrénéens (Lugon et al., 2004), mais leur emprise spatiale semble ici exceptionnelle.
14Les rampes subrectilignes, quant à elles, s’assemblent dans un parallélisme assez remarquable sur le flanc oriental du glacier rocheux (fig. 6 et 8), garnissant les pentes les plus fortes en bordure de la dépression centrale, et remontant jusqu’aux abords du glacier noir. Longues de plusieurs centaines de mètres de long, elles sont définies par leur profil dissymétrique en coupe : un versant subvertical haut de 0,5 à 2 mètres vers l’intérieur du glacier rocheux, un versant en pente très douce vers l’extérieur, allure d’évidence attribuable à un affaissement généralisé vers le centre du glacier rocheux. Cette dernière interprétation est confortée, à l’échelle régionale, par l’observation de morphologies similaires dans des marges proglaciaires ayant probablement connu un affaissement au cours des dernières décennies.
15On notera enfin, dans la catégorie des formes mineures, et au niveau de la zone de transition avec le glacier noir, des mamelons de débris rappelant les hummocky moraines ainsi que des sillons rectilignes et transversaux à l’axe du glacier rocheux ; ces derniers, extrêmement bien repérables sur photographie aérienne, où ils évoquent presque les crevasses des vrais glaciers, apparaissent discrets sur le terrain, où ils ne dépassent pas le mètre de profondeur.
Fig. 8 : Formes de surface du glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc, vu depuis le sommet du Mont Thabor (3178 m).
1 : bourrelets arqués. 2 : dépression centrale. 3 : rampes subrectilignes. 4 : dépression amont. 5 : crête morainique latérale.
Cliché : S. Monnier, août 2004.
Fig. 9 : Exemple de bourrelet dissymétrique avec un versant amont raide et rectiligne, devançant un compartiment affaissé, et un versant aval convexe.
Clichés : S. Monnier, août 2004.
Fig. 10 : Décalage du contour de la partie distale du glacier rocheux entre 1977 (1, levés photogrammétriques de la carte IGN au 1/25000) et 2001 (2, orthophotographie aérienne IGN).
Erreurs moyennes quadratiques du géoréférencement de la carte au 1/25000 : 0,58 m en x ; 0,12 m en y. Erreurs moyennes quadratiques du géoréférencement de l’orthophotographie de 2001 : 0,17 m en x ; 0,47 m en y. La marge d’erreur liée à l’interprétation et à la numérisation des contours est estimée en moyenne à +/– 5 m. L’anomalie indiquée par le cercle en pointillés est due à la prise en compte sur l’orthophotographie d’un gros bloc du substrat entaillant la pente frontale, non visible sur la carte topographique.
16D’après l’allure de son front, on pourrait penser que le glacier rocheux ne se déplace plus. On dispose cependant de deux arguments pour affirmer son activité. En intégrant dans un système de référencement géographique commun les contours du glacier rocheux d’après la carte IGN (dont les levés photogrammétriques datent de 1977) et d’après les orthophotographies de 2001, on constate un changement de position du contour frontal et latéral nord‑est du glacier rocheux, de l’ordre de la vingtaine de mètres, dans un secteur où ce dernier repose de surcroît sur une contre‑pente latérale (fig. 10). La valeur du décalage est assez grande pour ne pas être entièrement imputable aux marges d’erreur liées au géoréférencement (marge inférieure à 1 mètre) et à l’interprétation‑numérisation des contours (marge estimée à +/– 5 mètres pour les deux documents, d’où une marge d’erreur maximum de 10 mètres pour le décalage) ; elle ne doit cependant pas être utilisée, du fait de ces marges d’erreur, pour déterminer précisément la vitesse de déplacement du glacier rocheux. Elle permet simplement d’accréditer sa progression récente. Celle‑ci est d’ailleurs confortée par la déformation observée, entre août 2004 et août 2005, dans une ligne peinte à cheval sur le rebord oriental du glacier rocheux et sur le plancher de schistes houillers adjacent (fig. 11).
Fig. 11 : Déformation entre août 2004 et août 2005 d’une ligne de blocs peinte à cheval sur le rebord oriental du glacier rocheux et sur le plancher houiller adjacent.
Le trait discontinu indique la position initiale de la ligne de blocs. Le bâton de randonnée donne l’échelle.
Cliché :S.Monnier,août2005.
17Des mesures de l’albédo des débris quartzitiques du glacier rocheux ont été effectuées à l’aide d’un albédomètre Kipp & Zonen, au mois d’août 2005, par temps parfaitement ensoleillé, entre 12:00 et 14:00 (heures légales), le long de tracés de 60 m préalablement définis, avec un enregistrement tous les 5 m. Les débris de petite taille (20‑40 cm de grand axe) et recouverts d’une patine d’oxydation qui forment la quasi‑totalité de la surface du glacier rocheux possèdent un albédo modeste (de l’ordre de 0,17‑0,20). Seules les rares secteurs munis d’un pavage de larges blocs non oxydés (grand axe > 80 cm) ont conduit à des valeurs proches de 0,30. On en conclut donc que la surface du système n’est pas particulièrement apte à renvoyer l’énergie radiative.
18L’organisation spatiale des formes de surface du système glacier noir/glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc suggère l’occurrence, au sein d’une période qui court du Petit Âge Glaciaire jusqu’à aujourd’hui, d’un affaissement généralisé dans la partie centrale et de phénomènes compressifs dans les zones marginales. L’affaissement généralisé dans la partie centrale est notamment responsable de la dépression centrale dans les trois quarts amont du système et du réseau de rampes subrectilignes ; il est de façon évidente à mettre sur le compte de l’ablation d’un volume important de glace au préalable enterrée, mais ses effets morphogéniques ont pu être renforcés par les conditions morphostructurales sous‑jacentes (val). Les phénomènes compressifs responsables des bourrelets arqués dans les zones marginales suscitent davantage d’interrogations quant à leur déclenchement.
19De façon générale, les mécanismes de formation des bourrelets transversaux à la surface des glaciers rocheux constituent l’une des questions les plus débattues et les plus ouvertes du sujet. L’interprétation la plus courante et étayée est celle proposée à l’origine par C. Wahrhaftig et A. Cox (1959) et développée par d’autres auteurs (Loewenherz et al., 1989 ; Kääb et al., 1998) : les bourrelets transversaux sont le résultat, au cours du déplacement du glacier rocheux, de contraintes compressives appliquées au volume de sédiments, rendus cohésifs par la glace interne. Ces phénomènes de compression interviennent généralement lors d’une diminution locale ou générale de la pente ou par l’effet d’un épaississement du glacier rocheux. Selon les investigations photogrammétriques et les expériences en laboratoire menées par A. Kääb et M. Weber (2004), la compression entraînerait l’apparition des bourrelets transversaux suivant deux principaux processus : le renflement local par advection de matière et le chevauchement. Cependant, certaines publications invitent à envisager un rapprochement entre glaciers rocheux et moraines de poussée (push‑moraines), formes décrites de longue date en milieu polaire (Lliboutry, 1965 ; Aber et al., 1989 ; Bennett & Glasser, 1996) et qui ont été rapprochées des ice‑cored moraines de G. Østrem (1964) en Scandinavie (Haeberli, 1979). La mise en évidence de moraines de poussée dans les Alpes en relation avec des glaciers actuels est exceptionnelle (Eybergen, 1986). Elle est en revanche beaucoup plus fréquente en relation avec des récurrences glaciaires holocènes, et leur analogie morphologique avec la surface des glaciers rocheux a été maintes fois soulignée (Haeberli, 1979 ; Évin, 1987, 1992 ; Delaloye et al., 2003a ; Delaloye, 2004 ; Lugon et al., 2004). L’hypothèse d’une action mécanique des récurrences glaciaires sur les glaciers rocheux est d’ailleurs posée (Haeberli, 1979 ; Delaloye et al., 2003a et b ; Delaloye & Lambiel, com. pers.) lorsque que la présence d’un pergélisol assure une cohésion aux sédiments (Mackay & Mathews, 1964 ; Haeberli, 1979).
20Sur le glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc, trois faits majeurs invitent à considérer comme hautement probable l’intervention de phénomènes de poussée glaciaire dans la genèse des bourrelets arqués : la répartition clairement périphérique de ces derniers (fig. 6) ; leur connexion avec les crêtes morainiques latérales au débouché du cirque amont (fig. 6) ; et le fait que l’englacement à la fin du Petit Âge Glaciaire ait été interprété comme couvrant grosso modo le périmètre actuel du système glacier noir/glacier rocheux (fig. 5). Il devient alors raisonnable de suggérer qu’au Petit Âge Glaciaire une avancée du glacier du Thabor contre des matériaux gelés (ice‑cored moraines) ait pu provoquer des contraintes compressives suffisantes pour faire apparaître un réseau de bourrelets périphériques. Ces bourrelets ont ultérieurement pu être exagérés par la déformation autonome du pergélisol sous l’influence de la gravité. La singularité d’un grand nombre d’entre eux, munis d’une contre‑pente de matériaux fins et flanqués d’un compartiment surbaissé, s’explique par des processus d’ablation différentielle liés à des variations latérales de la teneur en glace et/ou de l’épaisseur de la couche de débris.
21Finalement, le système glacier noir/glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc semble représenter un cas exemplaire de transition entre glacier rocheux et moraines de poussée, tel que l’évoquait de façon générale W. Haeberli (1979, p. 46) : « All transitions between pushmoraines and rock glaciers may exist in cases where a glacier was in contact with a rock glacier during neoglaciation or holocene glacier advances ». L’emboîtement d’un glacier dans un complexe de matériaux déformés par les contraintes compressives, son enfouissement important, notamment dans sa partie distale, jusqu’à ce que l’ensemble devienne un système glacier noir/glacier rocheux et acquière une dynamique propre consistant dans un large secteur amont en un affaissement dû à l’ablation et dans un court secteur aval en une déformation gravitaire du pergélisol sont les éléments plausibles d’un scénario d’évolution au cours des deux à trois derniers siècles (fig. 12). Cette proposition est confortée : premièrement, par les observations de glace massive faites en dessous de 2750 m, qui suggèrent que la glace du glacier noir se prolonge dans le glacier rocheux ; deuxièmement, par les cas de glaciers en déclin emboîtés dans de larges complexes de moraines déformées – dont la morphologie rappelle par bien des aspects les marges du système du Thabor‑Cheval Blanc – que l’on peut aujourd’hui rapidement identifier grâce à Google EarthTM au Spitzberg ou encore dans l’Himalaya.
22Ultime question : le glacier du Thabor du Petit Âge Glaciaire a‑t‑il progressé sur le substrat rocheux ou estil venu recouvrir un glacier rocheux préexistant ? La réalité est sans doute à mi‑chemin de ces deux conceptions. Vu les grandes dimensions de l’appareil actuel et le volume considérable de débris que cela suppose même avec une proportion de glace très élevée (supérieure à 60 %), on peut raisonnablement penser que le stock détritique du système est en partie hérité de la période antérieure au Petit Âge Glaciaire. Il est ainsi probable que l’ancien glacier du Thabor se soit avancé sur une accumulation préexistante, la déformant mécaniquement à la périphérie, la creusant éventuellement dans sa partie centrale, avant de s’enfouir sur place et de participer à la construction du système glacier noir/glacier rocheux telle qu’on l’a évoquée ci‑dessus. On manque cependant d’arguments pour affirmer que cette accumulation préexistante était un véritable glacier rocheux.
Fig. 12 : Scénario schématique de la genèse du système glacier noir/glacier rocheux depuis le Petit Âge Glaciaire.
1 : pergélisol (moraines de poussée / glacier rocheux [GR]). 2 : glacier noir. 3 : glacier nu. Aff. : affaissement. Fond : photographie aérienne de 1971.
23Le croisement d’informations historiques et d’une approche cartographique a permis de souligner l’originalité et la complexité du glacier rocheux du Thabor‑Cheval Blanc. La morphogenèse de cet appareil hors norme par bien des aspects relève sans doute globalement de l’enfouissement d’un ancien glacier venu recouvrir un dépôt préexistant et, dans le détail, d’un double processus :
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un affaissement lié aux pertes de glace enregistrées dans le système avec un réchauffement climatique de long terme (plusieurs décennies) ;
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la déformation d’un pergélisol, soit sous l’effet de la poussée glaciaire enregistrée au Petit Âge Glaciaire, soit sous l’effet de son déplacement gravitaire dans l’amphithéâtre.
24Des doutes subsistent quant à la géométrie exacte de la structure interne – un seul noyau continu de glace massive ? – qui ne pourront être résolu que par des prospections géophysiques. On peut au final insister sur la valeur du glacier rocheux d’une part comme témoin des changements rapides de paysage et de dynamique susceptibles de survenir dans des milieux alpins soumis aux variations climatiques, d’autre part comme réservoir d’eau au volume variable avec le temps dans un espace par ailleurs fortement aménagé du point de vue hydraulique. À terme, un suivi photogrammétrique ou topographique de la surface pourrait être envisagé afin de préciser et d’évaluer les mouvements horizontaux et verticaux du système, notamment en relation avec le réchauffement actuel.