Nous remercions Rémi Fontaine pour avoir relevé les paradoxes de travaux antérieurs sur l’histoire du Piget ainsi que Jacques Jenny (sociétés GEO2X et W‑Geosoft) pour avoir effectué des tests sismiques préliminaires à cette étude. Johan Berthet nous a fait découvrir le levé LIDAR réalisé par l’INRAE. Nous remercions les deux rapporteurs de l’article, Cristian Scapozza et Melaine Le Roy, dont les remarques furent précieuses pour améliorer la première version de cet article. Les autorisations accordées par la Mairie de Chamonix, le soutien de l’Association du Glacier des Bois, et la participation des élèves ingénieurs stagiaires de l’EOST et de l’INSA de Strasbourg ont permis de réaliser les opérations de terrain.
1Le Petit Âge Glaciaire (PAG) s’est traduit par une avancée généralisée des glaciers des Alpes entre les xiiie et xixe siècles. Auparavant, l’avancée la plus importante fut celle du Göschenen II (200‑850 CE) pendant laquelle des glaciers alpins avaient atteint des positions proches des maxima du PAG (Le Roy et al., 2017). La Mer de Glace du massif du Mont Blanc, le quatrième glacier alpin par sa superficie (Paul et al., 2020), a connu une forte poussée aux alentours de l’an 600 CE (Le Roy et al., 2015). Après son recul durant l’optimum climatique médiéval décrit par Le Roy Ladurie (1967), et qui pourrait correspondre au réchauffement climatique de l’hémisphère nord constaté de 950 à 1250 CE par Mann et al. (2019), il est redescendu au fond de la vallée de Chamonix (Leroy et al., 2015). Il a atteint le village des Bois, village à l’origine de l’ancien nom de la Mer de Glace, le « Glacier des Bois » (de Saussure, 1786). Malgré la puissance du flot de glace, sa langue frontale n’a pas coupé la vallée de Chamonix car elle avait été en grande partie déviée par un promontoire d’une cinquantaine de mètres de hauteur, la « Côte du Piget » ‑ désignée ci‑après sous le vocable « Piget ». Ce promontoire, cartographié pour la première fois par Forbes (1843), est décrit par de Saussure (1786) comme étant la « colline calcaire la plus considérable qui soit renfermée dans la vallée de Chamouni ». En déviant le glacier, le Piget donna à sa langue terminale sa forme arquée caractéristique (pigere = contrarier en latin). L’interaction entre le glacier des Bois et le Piget est riche d’histoire puisque les deux lieux habités qui y avaient leur siège, le village du Châtelard et le hameau de Bonanay, ont été détruits par la récurrence glaciaire du xviie siècle (Mougin, 1912 ; Le Roy Ladurie, 1967, 1983 ; Wetter, 1987). En fait, si l’on extrapole au Piget les conclusions de Le Roy et al. (2015) sur les datations faites en amont sur la moraine rive droite de la Mer de Glace, ce promontoire de fond de vallée a été recouvert à plusieurs reprises par le glacier au cours de l’Holocène.
2La période holocène a débuté juste après l’épisode glaciaire du Dryas récent il y a 11,7 ka BP d’après la charte chronostratigraphique internationale (Cohen et al. 2013, updated). Elle est marquée par une variabilité climatique faible. L’amplitude thermique n’y aurait pas dépassé 2°C sur une fenêtre temporelle glissante de quelques centaines d’années (e.g. Marcott et al., 2013). C’est durant la première partie de l’Holocène (10‑5 ka BP) que la température est restée la plus élevée (Marcott et al., 2013). Dans les Alpes les glaciers ont alors acquis une taille comparable ou inférieure à l’actuelle comme l’atteste de nombreux indices. La découverte de bois subfossiles aux fronts de glaciers des Alpes centrales et orientales montre par exemple que des arbres parfois pluri‑centenaires (e.g. Nicolussi & Schlüchter, 2012) avaient colonisé des espaces qui ne sont aujourd’hui déglacés que depuis quelques années, voire encore sous la glace pour certains. Les retraits glaciaires paroxysmaux de cette première partie de l’Holocène ont eu lieu entre 10,5 et 4,5 ka BP. C’est la période la plus chaude des 10,000 dernières années (Hormes et al., 2006 ; Joerin et al., 20).
3Après cet optimum climatique de l’Holocène, la reprise de l’extension glaciaire concerna tardivement les grands glaciers alpins. Avec une baisse très sensible de la limite supérieure de la forêt (Nicolussi et al., 2005), elle correspond aux phases de Rotmoos datées 5,3 à 4,4 ka BP par Burga et al. (2001), dont la tourbière proglaciaire de la vallée de Rotmoos (Ötztal, Autriche) est la localité‑type. Le Rotmoos est suivi par la période d’extension glaciaire généralisée du Löbben datée entre 3,8 et 3,4 ka cal BP des datations calibrées d’avancées glaciaires des Alpes sont présentées par Ivy‑Ochs et al. (2009) et Le Roy et al. (2015, 2017). Sur de nombreuses marges proglaciaires, les moraines datées du Löbben représentent les positions les plus externes, après celles du Dryas récent (Patzelt et Bortenschlager, 1973 ; Patzelt, 1974 ; Schimmelpfennig et al., 2012). C’est ensuite pendant les deux périodes du Göschenen (Göschenen I, 2,83 – 2,27 ka BP ; et Göschenen II, 200 – 850 CE, d’après Le Roy et al., 2017), périodes identifiées pour la première fois dans le massif du Damma en Suisse (Zoller et al., 1966), que les grands appareils glaciaires ont atteint une ampleur proche de celle du PAG. Par exemple Zumbühl & Holzhauser (1988) rapportent une extension maximum du glacier du Rhône datée 600 – 700 CE. Le glacier d’Aletsch en Suisse, le plus grand glacier des Alpes, a connu une petite extension vers 272 CE, puis une extension comparable à celle du maximum du PAG vers 590 CE (Holzhauser et al., 2005). Après cette période du Göschenen II, un retrait glaciaire généralisé s’est probablement produit entre ~850 et ~1100 CE, pendant l’optimum climatique médiéval (Le Roy et al., 2015, pour la Mer de Glace).
4La dernière période glaciaire de l’Holocène, le PAG, a commencé au xiiie siècle pour se terminer vers 1860 CE mais il a connu une amorce dès le xiie siècle (Nicolussi et al., 2006), comme l’illustre les deux avancées glaciaires datées par dendrochronologie à 1120 et 1178 CE à partir du niveau atteint par la surface de la Mer de Glace en amont du Piget (Le Roy et al., 2015). Les extensions paroxysmales qui commencèrent au xive siècle mirent fin à l’extension modérée des grands glaciers qui duraient depuis plusieurs siècles. En 1352, le niveau de la Mer de Glace aurait alors dépassé son niveau historique de 1850 CE en amont du Piget (Le Roy et al., 2015). Par la suite, les extensions historiques maximales des xviie et xixe siècles sont bien documentées pour cinq glaciers en Suisse, dont ceux du Rhône et d’Aletsch (Holzhauser et al., 2005), ainsi que pour ceux du massif du Mont Blanc en France (Mougin, 1912 ; Rabot, 1929 ; Le Roy Ladurie, 1967, 1983 ; Wetter, 1987 ; Nussbaumer et al., 2007).
5Afin de démêler l’histoire de la genèse de la moraine du Piget et expliquer notamment pourquoi le glacier des Bois a débordé le Piget lors de la récurrence du xviie siècle et non lors de celle d’importance comparable du xixe siècle (Nussbaumer et al., 2007), une investigation géophysique de sa structure interne était nécessaire. Celle‑ci a été menée au cours des années 2018 et 2019. Les sondages géo‑électriques décrits dans cet article ont permis de détecter le socle calcaire sous‑jacent et de tracer la base des tills laissés lors des périodes de retraits de la glace aux xviie et xixe siècles.
6Le socle calcaire du Piget ayant probablement été mis à nu vers 12 ka BP lors du Dryas récent, alors que Chamonix marquait la limite du front glaciaire 3 km en aval (Mayr, 1969 ; Lucena, 1998 ; Lucena & Ballandras, 1999 ; Kerschner & Ivy‑Ochs, 2008 ; Coutterand & Amelot, 2012), les éléments de chronologie des avancées des grands glaciers alpins de l’Holocène rapportés dans cette introduction permettent de proposer un scénario d’accumulation des dépôts morainiques sur le Piget qui peut expliquer la forme d’apparence anormale de l’extension frontale du glacier des Bois au xviie siècle.
7La mise en œuvre des profils de sondages électriques de 2018 et 2019 et leur modélisation par tomographie de résistivité électrique font l’objet de la section 2. Leur interprétation lithologique confrontée à la chronologie des avancées glaciaires de l’Holocène fait l’objet de la section 3. A la lumière de cette interprétation et de données historiques et toponymiques présentées dans la section 4, on affine les conclusions de Mougin (1912), Rabot (1920), Wetter (1987), Nussbaumer et al., (2007), et Coutterand & Amelot (2012) sur la localisation des habitats du Châtelard et de Bonanay.
8L’objet d’un sondage électrique du sous‑sol consiste à déterminer la résistivité électrique des terrains en profondeur à partir de mesures effectuées en surface à l’aide de jeux d’électrodes fichées dans le sol, comme ceux déployés sur le Piget en 2018 et 2019 le long des lignes indiquées sur la figure 1.
9On définit la résistivité apparente par la relation Ra=Kgeo(VM‑VN)/IAB , VM‑VN étant la différence de potentiel (en mV) mesurée par les deux électrodes M et N et IAB (en mA) étant le courant injecté dans le sol entre deux autres électrodes de courant A et B. Ra correspond à la résistivité électrique qu’aurait le sous‑sol si celui‑ci était homogène. Kgeo est un coefficient géométrique variable qui dépend de la position respective des 4 électrodes. En d’autres termes, Ra est une valeur intégrale de la résistivité des terrains sous les 4 électrodes. Ra est d’autant plus sensible à la résistivité des terrains profonds que les électrodes sont écartées entre elles.
10La première étape de la méthode consiste à mesurer la résistivité apparente Ra en faisant varier les écartements entre les 4 électrodes pour sonder différentes profondeurs, et en déplaçant le groupe de 4 électrodes le long d’une ligne pour imager latéralement la zone d’étude. Suivant la nature du problème traité, plusieurs dispositifs de répartitions des électrodes peuvent être mis en œuvre, chaque dispositif présentant des avantages et des inconvénients (Dahlin & Zhou, 2004). Sur le Piget nous avons utilisé deux configurations d’électrodes, le dispositif dit Wenner‑Schlumberger où les électrodes de potentiel M et N sont positionnées entre les électrodes de courant A et B : les 4 électrodes sont le long d’une ligne droite et le dispositif est symétrique. L’autre dispositif utilisé est dit pôle‑dipôle où seule une électrode d’injection de courant B appartient à la ligne de mesure, l’électrode A étant placée à grande distance du dispositif (éloignée idéalement à l’infini) tandis que les électrodes de potentiels M et N sont déplacées à intervalles réguliers le long de la ligne prospectée. Ce dispositif est dissymétrique. Dans un cas l’électrode B est à gauche des électrodes M et N et il faut donc répéter les mesures avec B à droite des électrodes de potentiel M et N pour sonder de manière homogène le sous‑sol.
11Une fois enregistrées toutes les valeurs Ra, la deuxième étape consiste à les interpréter avec des modèles tomographiques donnant les variations de la résistivité (dite « inversée ») sur une coupe verticale sous le profil. Là aussi, plusieurs techniques peuvent être mises en œuvre pour calculer les modèles tomographiques. Des effets parasites, en particulier des effets de bord aux extrémités des profils, peuvent apparaître dans les images. Les électrodes étant astreintes à la ligne du dispositif, on obtient une information provenant majoritairement du sous‑sol sous la ligne d’électrodes. On est donc peu sensible aux variations en dehors de cette ligne et on interprète ces variations en faisant l’hypothèse (appelée 2D) que la résistivité dans le sous‑sol ne varie que suivant la profondeur (z) et la direction du profil (x), mais ne varie pas perpendiculairement au profil. Pour respecter au mieux cette hypothèse, les profils ont été implantés préférentiellement perpendiculairement à la crête du Piget.
Fig. 1 : Localisation des profils géo‑électriques sur le modèle numérique de terrain extrait du levé LIDAR.
Espacement des courbes de niveau 10 m ; projection Lambert 1993 ; © INRAE. Les nombres marqués le long des profils indiquent la distance en mètres mesurée le long des lignes d’électrodes. Le profil 5 utilise la même série d’électrodes que le profil 4 entre la crête du Piget et le lit de l’Arveyron. Le triangle près du début du profil 1 marque la position de la ≪ pierre n°2 ≫.
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13L’instrumentation utilisée dans cette étude consiste en une centrale de mesure (résistivimètre de type syscal de la société IRIS‑Instruments) alimentée par une batterie de 12 V, reliée à une ligne d’électrodes constituée d’un câble de 240 m sur lequel peuvent se brancher jusqu’à 48 électrodes constituées de tiges d’acier inox de 40 cm de long espacées de 5 m. L’appareil permet de commuter entre toutes les électrodes branchées pour toute configuration de 4 électrodes A, B, M, N. La fonction émettrice permet d’injecter un courant sous forme d’impulsions carrées (période utilisée 500 ms, amplitude ~150 mA). La partie réception permet de mesurer la différence de potentiel avec un voltmètre haute‑impédance entre les électrodes M et N. On a observé des valeurs supérieures à 10 mV, répétitives et fiables, sur toute la zone d’étude grâce aux résistivités assez élevées du terrain de surface. La figure 2 montre l’implantation des électrodes sur le terrain à proximité du point 200 du profil 4 (fig. 1). Afin d’améliorer le contact de l’électrode avec un sol qui présente une très forte résistivité électrique, de l’eau salée a été versée en faible quantité autour de chaque électrode. Pour réaliser des profils plus longs que 240 m, le dispositif a été translaté à plusieurs reprises d’un intervalle de 120 m avec un recouvrement permettant d’obtenir une coupe continue (procédure dite de roll‑along).
14Pour construire les modèles de résistivité sous chaque profil, un relevé topographique précis de la Côte du Piget était nécessaire. Il a été conduit par cheminements au tachéomètre à partir de stations GPS de référence positionnées en dehors du couvert forestier. La localisation de chaque électrode a ainsi pu être placée sur un relevé LIDAR géoréférencé du secteur (fig. 1).
Fig. 2 : Dispositif de mesure sur le terrain autour du point 240 du profil 4.
L’encart montre l’une des électrodes espacées de 5 m reliées au cable orange déroulé le long du profil.
15Les modèles tomographiques expliquant au mieux les mesures de résistivité apparente ont été obtenus par inversions de ces données à partir de modèles 2D calés sur la topographie du terrain et dont la résistivité est homogène. Des valeurs extrêmes de ces résistivités ont été utilisées pour tester la stabilité des modèles inversés. Une très grande stabilité est obtenue pour les profils 2, 4 et 5 perpendiculaires à la crête du Piget, ce qui suggère que les effets 3D sont faibles sur ces profils. Par contre une moindre stabilité est obtenue le long du profil 1 parcourant le Piget en écharpe, le long d’une piste forestière ascendante, et pour lequel les effets 3D deviennent probablement importants et les positions d’électrodes s’écartent le plus de la ligne droite. Les modèles tomographiques obtenus le long du profil 1 à l’aide de deux dispositifs d’électrodes (WS pour Wenner‑Schlumberger et PD pour pôle‑dipôle) sont présentés sur la figure 3. Ils montrent une variabilité des modèles inversés, liée notamment aux effets 3D d’hétérogénéités situées en dehors du profil qui diffèrent pour chaque dispositif car leurs sensibilités latérales et en profondeur sont différentes.
16Ces tomographies électriques ont été obtenues à l’aide du logiciel d’inversion Res2dinv (www.geotomosoft.com, Loke et al., 2003). La topographie a été prise en compte par un maillage par éléments finis, avec les mailles les plus fines en surface (4 nœuds entre électrodes soit 1,25 m pour la modélisation directe, et 2 pixels de 2,5 m entre 2 électrodes successives dans la tomographie finale). La résolution de l’image finale dépend de la densité des mesures mais décroit toujours avec la profondeur. Pour pallier cette perte de sensibilité avec la profondeur, on considère des pixels plus gros en profondeur et on impose une hypothèse de continuité latérale. L’inversion consiste à trouver des modèles 2D de résistivité électrique qui donneraient une réponse similaire aux mesures effectuées sur le terrain. On part d’un modèle homogène que l’on modifie par étapes automatisées. L’optimisation choisie pour les résultats présentés dans cet article est une minimisation au sens des moindres carrés, avec atténuation des perturbations en profondeur (damped least square optimization) et une contrainte de lissage appliquée sur la perturbation du modèle à chaque étape de l’inversion, mais il n’y a pas de lissage imposé sur le modèle lui‑même.
17La différence entre la réponse du modèle et les mesures est communément appelée erreur RMS (Root Mean Square), elle est calculée ici avec une norme L1 (valeur absolue des écarts) sur le logarithme des résistivités apparentes. Les paramètres d’inversion retenus sont optimaux pour un milieu hétérogène présentant des fortes variations et des forts contrastes de résistivité électrique. De nombreux tests ont été réalisés et quelle que soit l’optimisation choisie, les principales tendances et notamment les variations d’épaisseur de la couche résistante, élément essentiel à l’interprétation présentée dans la section 3, sont stables et bien contraintes. Le profil 1 mis à part, les données des dispositifs WS et PD ont pu être inversées simultanément avec une erreur RMS aussi bonne que lorsqu’elles sont inversées individuellement. Il en résulte des modèles finaux bénéficiant des avantages des 2 dispositifs, contraints par un grand nombre de mesures (tab. 1), et des RMS autour de 6 % après 5 à 7 itérations. La sensibilité des données en profondeur a été testée avec la technique proposée par Oldenburg & Li (1999) et atteint 100 m en moyenne. La profondeur jusqu’à laquelle on peut reconstruire les variations dans le sous‑sol par inversion est moindre. En analysant la matrice de résolution du modèle, la profondeur bien reconstruite atteint 30 à 40 m. Ce n’est pas tant la dimension du dispositif utilisé (ligne d’électrodes simultanées de 240 m maximum) mais la présence d’un substratum très conducteur qui limite cette résolution, dont la profondeur varie entre 0 et 40 m. Pour imager plus profond, il faudrait des dispositifs nettement plus grands et la nature 3D du massif devra alors nécessairement être prise en compte dans l’inversion (Portal et al., 2019).
18Les images tomographiques résultant de l’inversion des mesures conduites sur le profil 2 levé en 2018, ainsi que sur les profils 4 et 5 de 2019, sont présentés dans les figures 4 et 5. Un profil 3 réalisé en 2018 n’apporte aucune information supplémentaire, il s’agissait d’un profil court tiré à l’emplacement du haut du profil 4. Le code de couleurs adopté pour représenter les valeurs de la résistivité électrique est le même pour toutes les coupes tomographiques présentées.
Fig. 3 : Tomographies de résistivité électrique résultant de l’inversion des mesures de résistivité apparente le long du profil 1.
En haut mesures utilisant la technique pole‑dipole et en bas le dispositif Wenner‑Schlumberger. L’échelle de couleur donne la résistivité électrique en Ohm‑mètres (Ωm).
Fig. 4 : Tomographie de résistivité électrique le long du profil 2, avec combinaison des dispositifs Wenner‑Schlumberger et pôle‑dipôle.
Fig. 5 : Tomographie de résistivité électrique le long des profils 4 et 5, avec combinaison des dispositifs Wenner‑Schlumberger et pôle‑dipôle.
Tab. 1 : Synthèse des mesures électriques.
19On mesure les valeurs de résistivité les plus élevées, proches de 10 kΩm, dans la couverture morainique superficielle déposée lors des deux dernières récurrences glaciaires du PAG (vers 1820 et 1850 CE) le long de tous les profils géo‑électriques. Il s’agit de blocs et sable granitiques charriés en rive droite de la Mer de Glace. Très perméables, ces formations superficielles ne retiennent pas les eaux météoriques. Leur résistivité peut être assimilée à celle de roches granitiques non altérées qui peuvent atteindre des valeurs nettement supérieures à 1 kΩm (Gueguen & Palciauskas, 1992). Le granite de Westerly présente par exemple une résistivité de l’ordre de 7,5 kΩm (Morgan et al., 1989) et Hauck & Kneisel (2008) donnent un large intervalle 5‑1000 kΩm pour le granite.
20Une photographie de 1864 (fig. 6) montre la couverture morainique laissée par les récurrences glaciaires de 1820 et 1850 qui est encore exempte de forêt. La forêt s’arrête au point 240 du profil 4, à environ 40 m en amont d’un affleurement calcaire du Lias que nous avons mis en évidence près du point 170 du profil 4 (fig. 7‑B). Ce petit affleurement du Jurassique inférieur (Lias) est de même nature que celui figurant au sud du Piget sur la feuille de Chamonix de la carte BRGM (Ayrton et al., 1987, fig. 7C). Au‑dessus du point 240, et jusqu’au sommet du Piget, les résistivités observées sur la première dizaine de mètres de profondeur sont toutes supérieures à 3 kΩm, alors qu’entre les points 170 et 240, le till granitique couvert d’une forêt d’épicéas présente des résistivités superficielles plus basses, comprises entre 1 et 3 kΩm. La nature granitique et perméable des moraines et pentes de débris granitiques observées le long des profils 1 à 5 étant avérée, nous assimilons par la suite les valeurs de résistivité supérieures à 1 kΩm aux dépôts granitiques apportés par les avancées glaciaires du PAG.
21A l’opposé, on observe une résistivité inférieure à 0,1 kΩm au niveau de l’affleurement calcaire du Lias, situé à proximité du point 170 du profil 4 (fig. 7B). Il s’agit de roches friables datées du Toarcien sur la carte BRGM (Ayrton et al., 1987). Ces roches calco‑argileuses présentent un grain fin et une forte schistosité à pendage quasi‑vertical appartenant au sillon sédimentaire de la vallée de Chamonix (encarts B et C, fig. 7). Cette formation du Lias, dont la surface est saturée en eau contrairement aux dépôts morainiques la recouvrant, peut être assimilée aux shales dont la résistivité est de l’ordre de 0,01 kΩm (Gueguen & Palciauskas, 1992). La très faible résistivité électrique constatée au niveau de cet affleurement suggère que le milieu très conducteur que l’on observe sous l’ensemble des profils électriques correspond au sommet du socle du Lias du Piget, avec peut‑être sous le versant sud‑est coté Arveyron, un prolongement de la couche du Lias inférieur/Trias observée plus en amont au nord‑est entre les roches du Toarcien et les gneiss de la zone de cisaillement du Mont‑Blanc (Ayrton et al., 1987).
22L’interprétation des valeurs de résistivité intermédiaires, entre 0,1 et 1 kΩm, est beaucoup moins évidente. On retrouve une résistivité de 1 kΩm près de la surface, en bas du profil 5 (fig. 5), dans la zone plate couverte de terre végétale, zone anciennement lacustre puis pâturée et cultivée sous l’extrémité de laquelle existe une nappe phréatique entre 5 et 10 m de profondeur. Par ailleurs, les gneiss de la grande zone de cisaillement du Mont‑Blanc (Leloup et al., 2005) sont situés à l’Est du Piget. Compte tenu du plongement vers le sud‑est du contact entre cette zone de cisaillement et le sillon calcaire de la vallée de Chamonix, il est exclu qu’une formation de gneiss soit présente sous le Piget au‑dessus de la séquence inversée Lias‑Trias. Le socle calcaire du Piget a très probablement été laissé à nu après l’érosion sous‑glaciaire lors de la récurrence glaciaire du Dryas récent lorsque la Mer de Glace atteignait la ville de Chamonix et qui, 9 km en amont du Piget, a formé une accumulation de blocs erratiques sur le rognon du Jardin de Talèfre qui est datée à 12,0 ± 0,4 ka BP (Protin et al., 2021).
23Les terrains du Piget situés au‑dessus du socle calcaire seraient ainsi entièrement constitués de tills granitiques avec éventuellement un peu de gneiss arraché à la zone de cisaillement du Mont Blanc déposés après le maximum thermique de l’Atlantique (~7,5 – 6,65 ka BP). Ces tills peuvent avoir été chimiquement altérés par une longue exposition aux eaux météoriques. De telles formations peuvent comporter des éléments argileux qui présentent de très faibles valeurs de résistivité en présence d’eau. C’est par exemple ce qui est rapporté pour les sols situés sous la couche gelée de permafrost à Caribou‑Poker Creeks en Alaska central (Harada et al., 2000) et dont les résistivités peuvent chuter à des valeurs de l’ordre de 0,1 kΩm. D’anciens dépôts glaciaires du Piget avec valeurs de résistivités comprises entre 0,1 et 1 kΩm pourraient ainsi correspondre au sous‑sol du Piget tel qu’il existait avant la récurrence glaciaire de 1600‑1650 CE.
24Il reste que l’on retrouve à deux endroits des valeurs de résistivité très élevée en profondeur au contact du socle sous‑jacent en dessous des profils 4 et 5 (fig. 5). Des objets aussi résistants électriquement ne peuvent se concevoir que par la présence d’amoncellement de gros blocs de granite massif. Des amas de blocs sont tout à fait concevable, au vu de la présence de tels blocs sur la moraine du PAG, comme celui de 12 m de haut, la pierre n°2, provenant du bassin versant de la mer de glace et situé en bordure d’un cordon morainique (fig. 1).
Fig. 6 : Implantation des profils 1, 2, 4 et 5 sur un extrait agrandi d’une photo du glacier des Bois.
Cliché de Charles Soulier sur papier albumine pris du Brevent et publie par de Decker Heftler (2001). La date exacte du cliché est 1864 (Fontaine, 2015). En 1864, le glacier des Bois était en décrue depuis une dizaine d’années. La forêt d’épicéa, qui apparaît en noir en dessous du grisé des moraines récentes, montre les limites des moraines des maxima glaciaires de 1820 et 1850.Voir le texte pour la particularité des points 170 et 240 du profil 4.
Fig. 7 : Profils électriques 1, 2, 4 et 5 sur fond du levé topographique LIDAR.
Cf. légende fig. 1. Les hauts du socle C1 et C2 détectés sous les profils géo‑électriques 2, 4 et 5 sont interprétés comme étant des crêtes parallèles à la ligne de crête actuelle. Les encarts B et C montrent les affleurements calcaires du Lias supérieur (Toarcien). L’encart A, montre la crête de la moraine granitique du dernier maximum du PAG en 1850, à proximité du sommet du Piget.
25Pour pouvoir préciser la chronologie des dépôts morainiques sur le Piget, nous nous référons à Le Roy et al. (2015) qui ont analysé la formation de la moraine rive droite de la Mer de Glace, découvrant arbres fossiles et paléosols sur une hauteur de 120 m, après les retraits glaciaires des xixe et xxe siècles. Sept, voire huit avancées glaciaires majeures ont pu être détectées durant les 4000 dernières années : après 3,5 ka BP, vers 2,7 ka BP, vers 1,5 ka BP, et au xiie et début du xive siècle (Leroy et al., 2015). Ces avancées sont suivies par les trois maxima historiques de la seconde moitié du PAG vers 1644, 1821 et 1852 (dates retenues par Nussbaumer et al., 2007).
26En nous appuyant sur les travaux relatifs à la première partie de l’Holocène, on peut estimer que la glace est restée en retrait de la gorge de l’Arveyron, bien en amont du relief du Piget pendant l’optimum climatique de l’Holocène entre 10,5 et 4,5 ka BP (Joerin et al., 2008). La première récurrence importante ayant débordé le substratum calcaire du Piget n’est pas datée, elle pourrait correspondre à l’une des avancées glaciaires du milieu de l’Holocène, pendant la phase de Rotmoos (5,3 à 4,4 ka BP), ou bien à la première crise climatique néoglaciaire du Löbben (3,5 ‑ 3,1 ka BP) les datations étant ici celles non calibrées rapportées par Burga et al. (2001).
27Selon Le Roy et al. (2015) les bois de la phase froide du Göschenen II datés entre 1,3 et 1,7 ka BP correspondraient à des niveaux de la Mer de Glace légèrement inférieurs à ceux du maximum du PAG environ 3 km en amont du Piget. Ceux datés entre le xiie, et le xive siècle correspondraient à une épaisseur de glace comparable à celles de 1850 et 1890 CE. Traduire ces données sur les niveaux de la Mer de Glace déterminées sur sa moraine latérale amont en terme de position de sa moraine frontale dépend de nombreux paramètres (e.g. Vincent et al., 2019) et sort du cadre de cet article. Toutefois si le substratum du glacier était suffisamment profond pour canaliser le glacier au niveau du lit actuel de l’Arveyron, il est possible qu’il n’ait pas débordé la crête du Piget depuis au moins le Göschenen II, soit environ 1000 ans avant la fin de la récurrence glaciaire majeure du xviie siècle. Si un débordement avait eu lieu au xive siècle, le village du Châtelard dont l’existence est attestée de façon indubitable dans le secteur entre 1384 et 1610 (Le Roy Ladurie, 1967) aurait été affecté, ce qu’aucun document historique ne permet d’envisager. Le site de ce village que nous proposons de placer sous les profils géo‑électrique 4 et 5 dans la section 4 aurait donc vraisemblablement été épargné, ce qui n’exclue pas un débordement du glacier plus au nord où la crête du Piget était très probablement moins élevée au niveau du profil géo‑électrique 2.
28Plusieurs villages portent le nom de Châtelard en pays de Savoie et en Suisse voisine. Ils sont généralement situés en hauteur, au‑dessus du fond de la vallée environnante. L’analyse des textes conduit Le Roy Ladurie (1967) à conclure que la présence du Châtelard, « sous la Côte du Piget », est attestée entre 1384 et 1600, année qu’il retient pour le début de la catastrophe qui a conduit à la destruction puis à l’abandon du village (Leroy Ladurie, 1967 ; Wetter, 1987 ; Nussbaumer et al., 2007).
29Le Roy Ladurie (1967) note par ailleurs un document de 1467 qui mentionne « les habitants du Castellar et côte en dessus » et un autre de 1523 qui « signale des champs cultivés sous le village et peut être un moulin ». Le village du Châtelard n’aurait donc été ni en fond de vallée à proximité de l’actuel village des Tines, ni près du haut du Piget existant à l’époque. Il est vraisemblable que les maisons étaient étagées sur les pentes inférieures de ce promontoire.
30Concernant le hameau de Bonanay, il est établi qu’il devait se situer au Nord du Châtelard (Rabot, 1920), et probablement à proximité des parcelles forestières actuellement cadastrées « Bois de Bonané » et situées en amont. Ce hameau constitué d’un petit nombre de maisons devait également être un peu en hauteur si l’on se réfère à l’existence de terres « dessous Bonnanech » dans un document cité par Le Roy Ladurie (1967).
31Si l’on part des hypothèses que d’une part la langue terminale de la Mer de Glace a atteint la position du cordon morainique frontal des Tines au niveau des profils géo‑électriques 4 et 5 durant la phase paroxysmale du PAG au XVIIe siècle, et que d’autre part les terrains sous‑jacents au till déposé à cette époque remontent au moins à la fin des oscillation froides du Göschenen I (2,2 ka BP) ou II (1,2 ka BP), on peut assimiler la plupart des terrains de résistivité supérieure à 1 kΩm à des tills granitiques qui auraient été déposés après la récurrence glaciaire de 1600‑1650 CE, à l’exception des corps « a » et « b » indiqués sur la figure 8 qui seraient constitués d’amas de gros blocs de granite déposés dans des creux du socle bien avant le PAG.
32Si la première hypothèse était validée par des datations du cordon morainique des Tines, la surface du paléosol existant avant la récurrence glaciaire de 1600 CE pourrait être ancrée de façon certaine à son pied (figs. 1 & 8). C’est l’hypothèse que nous ferons par la suite et qui est confortée par le fait que le glacier a alors pu mettre à nu le socle calcaire du Lias qui affleure au niveau du point 170 du profil 4 et qui constitue un deuxième point d’ancrage de ce paléosol. Concernant le paléosol existant juste avant la récurrence glaciaire de 1821, il peut être ancré de façon certaine au sommet de la forêt d’épicéas visible sur la photographie de 1864 au niveau du point 240 du profil 4 (fig. 6). Le tracé grossier des deux paléosols esquissé sur la figure 8 repose sur ces points d’ancrage en utilisant l’interprétation lithologique des fortes valeurs de résistivités électriques (1‑10 kΩm) présentée dans la section 3.1. Les terrains de résistivité intermédiaires sous‑jacents au paléosol 1600 CE (0,05 kΩm – 1 kΩm) auraient ainsi été déposées pendant ou avant l’oscillation froide de Göschenen II, il y a au moins 1200 ans.
33La ligne des 1 kΩm, située à la base des moraines granitiques du PAG entre les deux crêtes C1 et C2 (fig. 8, tireté noir), dessine une sorte de plateau, présentant éventuellement un creux, qui a pu favoriser l’implantation d’habitats sur un paléosol situé une trentaine de mètres au‑dessus de la plaine et à une vingtaine de mètres sous la surface actuelle. En confrontant la topographie du niveau des 1 kΩm sur le profil 2 (fig. 4) avec la configuration du socle à double crête détecté sous les profils 4 et 5 (figs. 5 & 7), on constate que cette situation de plateau ne se prolonge pas vers nord. La forte pente de la limite des 1 kΩm sous le profil 2 rend improbable l’implantation d’habitats à cet endroit et ces arguments paléo‑géomorphologiques nous conduisent à favoriser la localisation du village du Châtelard au niveau du cercle rouge de la figure 7, sous les profils 4 et 5. Cette localisation est très proche de celle rapportée par Nussbaumer et al. (2007), et Coutterand & Amelot (2012) mais mieux ciblée en hauteur sur le paléo‑plateau situé 20 à 30 m sous les profils géo‑électriques 4 et 5, un peu au‑dessus de l’affleurement calcaire montré sur la figure 7B, et non sur le plat au pied du Piget (fig. 9).
34Concernant le hameau de Bonanay, la pente des isolignes de résistivité électrique ne présentant aucun replat favorable à l’emplacement d’un habitat sous le profil 2 (fig. 4), il faut le reporter plus au nord. En retenant la ligne des 1 kΩm pour la base des dépôts morainiques postérieurs à 1600 CE, on remarque une remontée de cette ligne entre les points 50 et 120 du profil 1, à une profondeur de l’ordre de 10 m sous le niveau du sol actuel (figure 3 et cercle rouge sur la figure 7). Cet endroit pourrait constituer le site favorable à l’implantation des quelques maisons du hameau de Bonanay, c’est là encore le site proposé à partir des documents historiques rappelés dans la section 4.1. Son extension proposée par Coutterand & Amelot (2012) le long du cordon morainique des Tines, jusqu’à l’ancien « hôtel de la Forêt » où un témoignage évoque une structure de cave mise à jour lors du creusement des fondations et probablement situé à proximité du torrent sortant de la branche des Tines du glacier des Bois d’après les lithographies anciennes, peut difficilement être retenu comme preuve de la présence de ce hameau.
35Notre analyse paléo‑géomorphologique conforte ainsi en la précisant par une approche indépendante les localisations figurant dans Nussbaumer et al. (2007), mais infirme le témoignage rapporté par Rabot (1920) à partir d’un croquis dressé par le maire de Chamonix de l’époque qui favorise pour le Châtelard un site sur le cordon morainique « 1644 » côté village des Bois, évoquant des ruines encore visibles dans les années 1920 à cet endroit. De même la localisation de Bonanay en hauteur sur la courbe de niveau 1150 m proposée par le même témoin se situe grossièrement à l’endroit où nous proposons de placer le hameau du Châtelard (fig. 9) et non celui de Bonanay.
Fig. 8 : Tentative d’interprétation des mesures du profil géo‑électriques sous le profil n°4.
La ligne pointillée blanche correspond à la base des moraines deposees entre 1820 et 1850. La ligne tiretée noire, tracée de facon lissée a la base de la zone de résistivité supérieure à 1000 Ωm, est interprétée comme marqueur de la paléo‑surface sur laquelle des habitats du village disparu du Chatelard auraient été implantés avant 1600 CE.
Fig. 9 : Localisation approximative des habitats du Chatelard et de Bonanay
D’après la géomorphologie révélée par les coupes géo‑électriques et les documents historiques cités dans le texte depuis Mougin (1912). Le fond géologique, le tracé des crêtes morainiques et l’indication de dates de dépôt indicatives sont celles de Coutterand et Amelot (2012).
36L’hypothèse d’existence d’une paléo‑surface marquée par le niveau de résistivité de 1 kΩm à la base des deux dépôts granitiques principaux du PAG, en 1600‑1650 CE et 1820‑1850 CE, combinée à la situation en hauteur au‑dessus de la plaine de ces deux villages qui est probable d’après les documents historiques et toponymiques, nous conduit à proposer les localisations marquées sur la figure 9 pour les habitats du Châtelard et de Bonanay. Le village du Châtelard qui aurait compté jusqu’à 21 foyers en 1559 d’après Le Roy‑Ladurie (1967) aurait été situé un peu à l’est de la zone pointée par Coutterand & Amelot (2012). Quant aux quelques maisons du hameau de Bonanay, « écart minuscule, groupant moins d’une dizaine de maisons » (Le Roy Ladurie, 1967), elles auraient été situées entre le bloc erratique n°2 et l’actuel réservoir d’eau des Tines.
37Par ailleurs, l’ensemble des informations rassemblées ici sur la chronologie des avancées glaciaires de l’Holocène, et en particulier celles concernant la Mer de Glace depuis 4000 ans (Le Roy et al., 2015), nous permet d’avancer un scénario possible de construction de la « moraine du Piget », au‑dessus du socle calcaire sous‑jacent probablement mis à nu au Dryas récent. Le relief en creux situé entre les deux crêtes calcaires détectées par les sondages géo‑électriques a pu former un piège pour de gros blocs de granite apportés par d’anciennes avancées glaciaires (figs. 10A & 10B), et ce suffisamment longtemps avant le PAG pour permettre au paléosol sur lequel le village du Châtelard s’est implanté de se développer. Lors de la récurrence glaciaire du début du xviie siècle, le village installé sur la « paléo‑surface 1600 » (fig. 10C) a été détruit. Il aurait été recouvert par un nouveau till formant la « paléo‑surface 1800 » est esquissée sur la figure 10D.
38Ce scénario peut en outre expliquer pourquoi le glacier aurait très largement débordé le Piget au xviie siècle abandonnant un cordon morainique frontal près des Tines, alors qu’il n’en n’a rien été lors des récurrences glaciaires comparables du xixe siècle. La crête du Piget, plus élevée qu’en 1600 CE, aurait constitué une barrière efficace pour limiter le débordement glaciaire vers les Tines.
Fig. 10 : Chronologie possible de la formation du Piget au niveau du profil 4.
39RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES
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