1Le permafrost est un élément majeur de la cryosphère de montagne (Gruber et Haeberli, 2009) : connaître et comprendre ses réponses au réchauffement climatique constituent un enjeu scientifique et sociétal fort. La dégradation du permafrost présent sur les versants est susceptible d’avoir des conséquences dommageables pour les territoires alpins, en particulier en matière de risques. En effet, la déstabilisation des versants rocheux ou à formations superficielles liée à l’élévation de température de la glace du sol, à la modification de sa teneur en glace, voire à la disparition de cette glace peut enclencher des processus hydro-géomorphologiques brutaux et complexes (chaînes de processus), du fait notamment de la vigueur du relief.
2Deux types d’environnement sont plus particulièrement scrutés : les parois rocheuses supra-glaciaires, qu’un contact direct avec l’atmosphère et une teneur en glace limitée rendent très sensibles au climat à court terme, et les formations superficielles, où le signal climatique est régulé par la présence saisonnière d’un manteau neigeux « tampon » et une teneur en glace élevée. Les marqueurs visibles de ces deux types de permafrost sont, respectivement, les glaciers suspendus sur les parois car leur base froide est « collée » au substratum rocheux du fait du gel permanent qui le caractérise (Gruber et Haeberli, 2007 ; Fig. 1a), et les glaciers rocheux, mélange de glace et de débris rocheux affecté d’un fluage lent et constant (Haeberli et al., 2006 ; Fig. 1c). La glace du permafrost peut s’observer, en de rares occasions, dans les fractures de parois rocheuses ou les niches d’arrachement (Fig. 1b) et à la faveur de fractures dans un glacier rocheux (Fig. 1d).
Figure 1 : Principaux marqueurs de la présence du permafrost en montagne
a) Glacier suspendu sur le sommet sud des Grandes Jorasses, dont le front se situe à 3980 m d’alt., massif du Mont Blanc (photo P. Deline) ; b) glace dans des niches d’arrachement à l’Arête des Cosmiques à 3605 m d’alt. en 2006 (haut : au centre) et dans la face ouest du Petit Dru à 3530 m d’alt. en 2011 (bas ; largeur photo : ~ 50 cm), dans le massif du Mont Blanc (photos L. Ravanel) ; c) glacier rocheux de Laurichard, dont le front atteint 2420 m d’alt., massif du Combeynot (photo : E. Thibert, 2004) ; d) structure interne du glacier rocheux de Laurichard dans le secteur de la rimaye (photo du bas : zoom dans la photo du haut ; largueur photo du bas : ~ 1 m) (photos X. Bodin).
3En France, les premières études reconnaissant la présence de permafrost et son rôle sur les environnements alpins remontent au début des années 1980 (Francou, 1981 ; Evin, 1983). Un regain d’intérêt pour ce sujet a eu lieu à partir de 2003 (thèses de Monnier en 2006, de Bodin en 2007, de Ravanel en 2010, d’Echelard et Perrier en 2014 ou encore Magnin en 2015). L’étendue potentielle du permafrost dans les Alpes françaises est estimée selon les auteurs entre 700 et 1500 km² (Fig. 2), soit 10 à 20 % des terrains situés au-dessus de 2000 m d’altitude (Boeckli et al., 2012 ; Bodin et al., 2008 ; Magnin et al., 2015a). Depuis 2005, des efforts importants ont été réalisés pour étudier à la fois l’état thermique du permafrost, reflet du climat actuel et passé de la haute montagne, et les dynamiques géomorphologiques associées. Que ce soit dans les parois rocheuses (Magnin et al., 2015b) ou dans les formations superficielles (Bodin et al., 2009 ; Schoeneich et al., 2014), des forages instrumentés, des mesures thermiques en sub-surface et le suivi de la morphodynamique permettent d’approcher l’état du permafrost dans les Alpes françaises et ses réponses au changement climatique en cours. La majorité de ces travaux sont intégrés dans le réseau français d’observation et de suivi du permafrost PermaFRANCE (Schoeneich et al., 2010), dans des sites répartis entre 44 et 46°N et 2400 m et 4500 m d’altitude (Fig. 2).
Figure 2 : Distribution potentielle du permafrost dans les Alpes françaises (d’après Bodin et al., 2008) et localisation des principaux sites mentionné dans ce travail
4Le propos de cet article est de fournir une vision synthétique des principales connaissances sur le permafrost des Alpes françaises, en présentant d’une part les mesures thermiques disponibles, que ce soit en profondeur, c’est-à-dire dans le permafrost stricto sensu, ou à proximité de la surface, et, d’autre part, les principaux résultats des études portant sur les dynamiques géomorphologiques associées à la présence du permafrost en montagne. L’évolution conjointe de l’état thermique du permafrost et du climat est mise en regard de celle de phénomènes tels que les écroulements dans le massif du Mont Blanc ou la vitesse d’écoulement du glacier rocheux de Laurichard dans le massif des Ecrins. Enfin, les perspectives futures en termes d’aléas et de possibles risques émergents sont discutées.
5Mesurer le régime thermique du sol sous la couche active, qui, elle, gèle et dégèle saisonnièrement, est l’unique moyen de connaître l’état du permafrost. Pour cela, des forages, équipés de chaînes de capteurs de température mesurant en continu, fonctionnent depuis 2009 dans trois contextes géologiques et géomorphologiques différents.
6Un forage profond de 100 m a été réalisé en 2010 à 3065 m d’altitude en marge du domaine skiable des Deux-Alpes (Fig. 2). Le forage a été implanté sur un large dôme rocheux de gneiss homogène, dans le but de caractériser l’évolution à long terme du profil thermique du substratum. Le forage est équipé à la fois d’une chaîne de capteurs (30 sondes PT100 échelonnées de 0 à 98 m) et d’une fibre optique pour la mesure de température distribuée (Schoeneich et al., 2012). Les quatre années de mesures disponibles (décembre 2010-juillet 2014) montrent une profondeur de couche active de 4,5 à 5,5 m, une pénétration des variations saisonnières jusqu’à 25-30 m, une température stable de -1,3 °C à 30 m de profondeur, et une température à la base du forage de -0,7 °C. Le permafrost a donc ici une profondeur supérieure à 100 m ; l’extrapolation du gradient géothermique suggère que la base du permafrost est à environ 180 m de profondeur.
7Accessible depuis Chamonix par un téléphérique, le sommet de l’Aiguille du Midi est un ensemble de trois pitons granitiques culminant à 3842 m d’altitude (Fig. 2). En septembre 2009, trois forages d’une profondeur de 11 m ont été réalisés dans les parois sud (3753 m), nord-ouest (3738 m) et nord-est (3745 m) du Piton Central puis équipés de chaînes de 15 thermistors chacun (précision ±0,1°C) relevant la température entre 30 cm et 10 m de profondeur toutes les 3 heures (Magnin et al., 2015b). Les moyennes annuelles de température à 10 m de profondeur indiquent un permafrost tempéré dans la face sud (-1,5°C) et de type froid en face nord-ouest (-4,5°C, Fig. 3) et nord-est (-3,6°C). Le gradient thermique est positif dans le forage NO et négatif dans le forage sud, certainement en raison des flux de chaleur latéraux depuis la face ensoleillée vers les faces à l’ombre. L’épaisseur des couches actives est comprise en moyenne entre 2,2 m (nord-ouest) et 5,7 m (sud), avec des variations d’épaisseur interannuelles différentes d’un forage à l’autre.
8Deux forages de 15 m de profondeur ont été réalisés en 2009 dans le glacier rocheux de Bellecombe (altitudes : 2700-2750 m), sur le domaine skiable des Deux-Alpes (Fig. 2). Ils ont traversé une couche active à débris grossiers d’environ 2,5 m, puis une couche riche en glace, voire de la glace massive jusqu’à 9,5 m de profondeur, avant de rencontrer le substratum rocheux. Ils sont équipés chacun de 15 capteurs (PT100) échelonnés entre 0 et 13,5 m de profondeur.
9Les cinq années de mesures disponibles (octobre 2009 à octobre 2014) montrent, sous une couche active d’environ 2,5 m d’épaisseur, un permafrost isothermal “tempéré”, avec une température de -0,1 à -0,2 °C sur tout le profil et tout au long de l’année (Fig. 3). Les variations saisonnières sont limitées à la couche active et bloquées au toit du permafrost par la présence de glace. Le permafrost est donc ici à une température très proche du point de fusion.
Figure 3 : Régime thermique pendant une année de deux types de permafrost, mesuré dans le glacier rocheux de Bellecombe (forage aval) et dans la paroi de l’Aiguille du Midi (forage NO)
A gauche, températures journalières en fonction de la profondeur (les lignes horizontales grises représentent la profondeur des capteurs) ; à droite, profils thermiques correspondant aux valeurs minimales, moyennes et maximales pour l’année 2013.
10La comparaison des régimes thermiques mesurés dans les forages de Bellecombe et de l’Aiguille du Midi met en évidence l’effet de la présence d’une teneur en glace élevée dans le glacier rocheux : la fusion de cette glace absorbe la chaleur atmosphérique ce qui limite sa propagation en profondeur. Les variations de température du permafrost sont donc plus fortes dans une paroi rocheuse, où la profondeur de la couche active peut par exemple s’épaissir de plusieurs mètres à la faveur d’un été chaud. A l’inverse, le refroidissement d’un permafrost au point de fusion est lent, du fait de la chaleur latente nécessaire pour cela. Ces particularités propres à chaque environnement, qui régulent pour une grande part les réponses géomorphologiques des versants alpins, peuvent par ailleurs se combiner.
11Les forages sont des installations coûteuses, d’où leur nombre limité. Le suivi du permafrost en montagne est donc complété par des mesures de température réalisées en continu par des enregistreurs placés en subsurface (1-5 cm) dans le rocher ou les formations superficielles (10-50 cm). En regard du permafrost, la température de surface peut être interprétée comme le “signal d’entrée” thermique et, en hiver, lorsque le manteau neigeux isole suffisamment la surface de l’atmosphère, comme un indicateur des conditions thermiques régnant plus en profondeur.
12Depuis 2005, neuf capteurs enregistrant la température entre 3 et 55 cm de profondeur ont été installés dans les faces nord, est, sud et ouest du Piton Central de l’Aiguille du Midi. En considérant également les capteurs à 30 cm de profondeur dans les forages (voir ci-dessus), douze capteurs de surface sont donc disponibles pour caractériser la distribution de la température. Une différence de 8°C est observée entre les faces nord et sud. L’offset de surface, c’est à dire la différence de température entre la surface des parois et l’air (de valeur positive) qui résulte principalement du bilan radiatif, est de 1 à 2°C en face nord et de 9 à 10°C en face sud. Quatre des capteurs sont affectés par la présence de neige, dont l’épaisseur dépasse fréquemment 60 cm pour trois d’entre eux. Deux de ces derniers situés en face sud enregistrent une moyenne annuelle de température plus basse que celle des capteurs sans neige dans la même exposition ; au contraire, l’autre capteur très enneigé, situé en face nord, est plus chaud que les capteurs sans neige dans la même exposition. Enfin, le capteur à faible épaisseur de neige enregistre des conditions plus froides que d’autres capteurs pourtant plus à l’ombre, ce qui témoigne de l’effet refroidissant d’une fine couche de neige.
13En octobre 2003, sept enregistreurs autonomes de température ont été placés à quelques dizaines de centimètres sous la surface du glacier rocheux de Laurichard, abrités du rayonnement solaire direct (cf. Fig. 1, Fig. 2). Les enregistrements font clairement ressortir le rôle majeur de l’enneigement sur le régime thermique de surface, et la variabilité du régime thermique hivernal. Ainsi, des hivers à enneigement abondant et précoce (comme en 2003-2004 ou 2006-2007) se traduisent par un découplage net entre le sol et l’atmosphère qui minimise le refroidissement hivernal. A l’inverse, des hivers peu neigeux comme celui de 2004-2005 favorisent la perte de chaleur du sol et donc le refroidissement en profondeur.
Figure 4 : Evolution, depuis 2003, des écarts à la moyenne (période 2003-2012) filtrée par une fenêtre glissante sur les 12 mois précédents à partir des mesures de température de subsurface réalisées au glacier rocheux de Laurichard (capteur LA1) et en paroi rocheuse à l’Aiguille du Midi (exposition est). L’écart à la moyenne (période 2003-2012) pour la température de l’air à la station météo de Chamonix (données Météo France) est également présentée
14Afin de filtrer les fluctuations saisonnières, les analyses de la température de surface sont réalisées à l’aide de moyennes glissantes (sur les 12 mois précédents) qui font ressortir les tendances marquantes (Fig. 4). Au glacier rocheux de Laurichard, deux évolutions conjointes se superposent : une variabilité interannuelle liée essentiellement à l’enneigement (mais les vagues de chaleur se marquent également, comme celle de l’automne 2006) et une élévation relativement continue de la température sur la période observée. Les mesures à l’Aiguille du Midi montrent un couplage plus étroit avec la température de l’air, du fait de la faiblesse (l’absence, selon les sites de mesures) d’enneigement.
15L’évolution à moyen et long terme mesurée dans le permafrost peut être décrite à partir des enregistrements de température à plusieurs mètres de profondeur, où l’influence saisonnière se réduit (elle s’annule généralement vers 15-25 m). Sur les 4, respectivement 5, années de mesure disponibles aux forages 2Alpes-3065 et ADMNO, la tendance observable à l’augmentation atteint 0,04°C par décennie pour le premier et 0,08°C par décennie pour le second. Cette croissance des températures est similaire à celle observée ces dernières années dans le forage de Murtel (plus longue série disponible dans les Alpes), en Suisse, et concorde avec les mesures récentes dans les autres forages alpins, où elle semble démarrer dès 2007 (PERMOS , 2013). Par ailleurs, le faible gradient thermique observé dans le profil témoigne vraisemblablement de la tendance au réchauffement des couches proches de la surface, en réponse à l’augmentation des températures des 30 dernières années (Harris et al., 2001).
Figure 5 : évolution de la température du permafrost en profondeur (capteur à 10 m au forage Aiguille du Midi nord-ouest, ADMNO, et à 11 m au forage 2Alpes-3065) dans le substratum rocheux (Deux Alpes) et en paroi (face NO du Piton Central de l’Aiguille du Midi)
16L’évolution du permafrost de montagne influence le fonctionnement géomorphologique des versants, qui inclut typiquement les chutes de blocs, éboulements et écroulements dans les parois rocheuses, et les mouvements des glaciers rocheux dans les formations superficielles. Pour déceler les changements éventuels dans les processus, il convient d’en connaître les composantes saisonnière et interannuelle en réponse à la variabilité du climat. Seul un suivi à long terme et la reconstitution historique lorsqu’elle est possible, permettent de caractériser cette activité « normale ».
17A l’inverse des glaciers rocheux dont le fluage correspond à une dynamique intrinsèque, la « normalité » pour une paroi rocheuse est une relative stabilité à l’échelle pluri-séculaire (cf. Böhlert et al., 2008), favorisée dans le massif du Mont Blanc par une roche compétente (granite). Ainsi, sur le versant nord des Aiguilles de Chamonix et dans la face ouest des Drus, aucun écroulement n’a été relevé entre la fin du Petit Âge Glaciaire (c. 1855) et 1936 (Ravanel et Deline, 2008 ; Ravanel et Deline, 2011) hormis un petit écroulement aux Drus lors du séisme de 1905. La température encore basse maintenait vraisemblablement dans les parois un permafrost stabilisateur tandis que les couvertures glacio-nivales largement développées sur de nombreuses faces (Delaloye, 2008) les stabilisaient malgré leur dense fracturation. Toutefois, la stabilité des parois rocheuses de haute montagne se dégrade fortement depuis deux décennies, comme le montrent les inventaires d’écroulements aux Aiguilles de Chamonix (Fig. 6a). La fréquence des écroulements a connu un pic lors de l’été caniculaire 2003, avec 182 dépôts d’écroulement relevés sur les glaciers du massif du Mont Blanc (Ravanel et al., 2011). Depuis 2007, les écroulements y sont documentés de manière quasi systématique dans 60 % du massif (Ravanel et al., 2010 ; Ravanel et Deline, 2013). Les 350 écroulements relevés de 2007 à 2014 se sont produits très majoritairement à des altitudes caractérisées par un permafrost tempéré (température comprise entre -2 et 0°C ; Fig. 6b), et pendant des périodes chaudes. Le rôle du permafrost dans le déclenchement des écroulements est suggéré par plusieurs autres observations : glace ou écoulement d’eau observés dans des cicatrices ; écroulements qui se produisent plus haut en altitude pendant les étés à canicule ; très fort contraste de l’altitude d’origine des écroulements entre faces nord et sud, piliers ; enfin, piliers, éperons et arêtes, à dégradation accrue du permafrost, particulièrement affectés par les écroulements (Ravanel et Deline, 2015).
Figure 6 : a) nombre annuel d’écroulements dans les Aiguilles de Chamonix depuis 1980, établi par photocomparaison ; b) altitude (en m) et orientation (en °) de l’ensemble des écroulements recensés entre 2007 et 2011 dans le massif du Mont Blanc
18La plupart des glaciers rocheux alpins flue à des vitesses qui vont de quelques dm à 1-2 m/an, avec des variations de vitesse interannuelle et saisonnière (Haeberli et al., 2006). Le déplacement du glacier rocheux de Laurichard est ainsi suivi annuellement depuis une trentaine d’années (Francou et Reynaud, 1992) grâce à des mesures de la position de blocs à sa surface, réalisées depuis 2000 par le Parc national des Ecrins.
Figure 7 : Vitesse moyenne annuelle (courbe rouge) du glacier rocheux de Laurichard entre 1985 et 2012 (les courbes grises représentent les blocs individuels)
19Cette série de données (Fig. 7) montre une évolution de la vitesse très proche, dans ses variations interannuelles, de celle enregistrée sur d’autres glaciers rocheux alpins (Kääb et al., 2007 ; Delaloye et al., 2008). Les années 1990 ont été marquées par une accélération progressive (Kellerer-Pirklbauer et al., 2012), avec, dans le cas de Laurichard, deux pics de vitesse en 2001 et en 2004. Puis une baisse des vitesses a été observée jusqu’en 2008, suivie d’une nouvelle accélération toujours en cours (Schoeneich et al., 2014), de façon similaire à ce qui s’est produit ailleurs en Suisse (PERMOS, 2013) et en Autriche (Kellerer-Pirklbauer et al., 2012).
20Cette similarité de comportement à travers l’arc alpin suggère un contrôle climatique commun. Bien que les conditions thermiques du glacier rocheux de Laurichard ne sont connues que de façon indirecte par la mesure de la température de surface depuis 2003, plusieurs facteurs peuvent expliquer sa réponse au signal climatique (Bodin et al. 2009). D’une part, l’augmentation de la température de l’air aurait conduit à celle du glacier rocheux, engendrant des déformations plus grandes du mélange glace/débris telles qu’observées depuis les années 1990. Au contraire, les hivers peu neigeux à effet refroidissant entraîneraient une diminution de la vitesse. Enfin, vue la très faible conduction thermique du permafrost, l’impact de l’eau liquide (notamment due à la fonte printanière) sur le corps du glacier rocheux pourrait expliquer ces variations de vitesse, comme celles saisonnières mesurées sur certains sites en Suisse (Perruchoud et Delaloye, 2007).
21En marge du fonctionnement « normal » de la haute montagne, on observe depuis plusieurs années dans les Alpes des phénomènes dont l’intensité ou la nature est inhabituelle : écroulements rocheux de grande ampleur, fréquence accrue d’écroulements de volumes petit et moyen, accélération, déstabilisation voire rupture de glaciers rocheux. Si le manque d’observations anciennes ne permet pas d’affirmer avec certitude qu’il s’agit bien de phénomènes nouveaux, des études de cas détaillées les relient sans équivoque au réchauffement climatique et en particulier à ses épisodes chauds. La plupart de ces phénomènes peuvent constituer un aléa pour les populations, leurs habitations, les infrastructures et les pratiques sportives sur les versants de la haute montagne.
22Trois écroulements de grande ampleur (volume > 0,1 Mm3) se sont produits dans la région du massif du Mont Blanc au cours des deux dernières décennies, pour lesquels la dégradation du permafrost a été évoquée comme facteur probable de déclenchement. La niche d’arrachement de l’écroulement de la Brenva en janvier 1997 (2 Mm3 ; Deline, 2009 ; Fig. 8b), située entre 3400 et 3700 m d’altitude en exposition SE, est probablement caractérisée par un permafrost tempéré (Deline et al., soumis) ; une possible advection de chaleur par circulation d’eau en profondeur le long des fractures a pu y permettre la dégradation localisée du permafrost. Il en est vraisemblablement de même pour l’écroulement du Crammont (0,5 Mm3) en décembre 2008, qui s’est détaché d’une paroi exposée nord entre 2400 et 2650 m d’altitude également en contexte de permafrost tempéré (Deline et al., 2011), et pour celui du Pilier Bonatti en juin 2005 (0,26 Mm3 ; Fig. 8a), qui culminait à 3660 m d’altitude dans la face ouest des Drus (Ravanel et Deline, 2008).
23De nombreux glaciers rocheux alpins ont récemment commencé à présenter des modalités de déplacement inhabituelles, liées à une accélération de tout ou partie de ces formes (Roer et al., 2008 ; Delaloye et al., 2012 ; Schoeneich et al. 2014). Le détachement du glacier rocheux du Bérard (Fig. 8c), dans les Alpes françaises, reste à ce jour un des deux seuls cas connu au monde (Bodin et al., 2012 ; Bodin et al., accepté). Les premiers signes de cette déstabilisation remontent au moins à 2004, suivis par deux phases majeures au cours de l’été 2006 ayant mobilisé plus de 0,25 Mm3 de glace et débris. Outre le rôle de la topographie, les causes évoquées pour ce phénomène sont l’augmentation de la température de l’air des années 1990, les vagues de chaleur des étés 2003 et 2006, et les conditions hydro-nivo-météorologiques des semaines qui ont précédé le détachement.
24En Vanoise, des données satellitaires ont récemment permis de détecter le glacier rocheux déstabilisé de Pierre Brune (Fig. 8d), dont la morphologie présente des signes manifestes de fortes déformations. Une reconstitution partielle du phénomène indique que les premières fractures sont apparues entre 1952 et 1970, suivies par une accélération de la déstabilisation entre 1990 et 2001. Des mesures GPS révèlent des mouvements de plusieurs m.a-1 actuellement (Echelard, 2014).
Figure 8 : a) écroulement dans la face ouest des Drus (massif du Mont Blanc) le 29 juin 2005 vers 11 h (photo : J.-C. Bèche) ; b) avalanche de neige déclenchée par l’écroulement de la Brenva (versant italien du massif du Mont Blanc) en janvier 1997 (photo : M. Pennard) ; c) le glacier rocheux du Bérard après son détachement partiel en 2006 (tiré de Bodin et al., accepté) ; d) fractures et topographie chaotique sur la langue du glacier rocheux de Pierre Brune, en Vanoise (tiré de Echelard, 2014)
25L’un des principaux effets de la perte de glace due à la dégradation du permafrost est le développement de phénomènes « cryokarstiques », c’est à dire des affaissements superficiels par perte de volumes en profondeur. De nombreuses formes cryokarstiques sont ainsi observées sur les pistes de ski ; elles résultent dans la plupart des cas de perturbations anthropiques (terrassements) qui affectent la couche active, et sont donc sans lien direct avec le changement climatique.
26Toutefois, plusieurs thermokarsts naturels ont été observés en France ces dernières années. Le cas le plus spectaculaire est le Lac du Plan de Chauvet, en Haute Ubaye, qui se forme puis se vide à travers la glace en provoquant des crues torrentielles (Fig. 9). Six vidanges ont eu lieu depuis 1930, les plus récentes en 1997 et 2008. Tous les cas de thermokarst identifiés à ce jour se développent dans des secteurs avec une présence probable du permafrost, dont plusieurs sont des marges proglaciaires contenant de la glace morte héritée du PAG. Il s’agirait donc à proprement parler de formes de dégradation glaciaires, mais qui affectent des corps de glace qui n’ont pu se maintenir que grâce à des conditions de permafrost.
Figure 9 : Vidange du lac du Plan de Chauvet (Alpes de Haute Provence) en juillet 2008 (photos : M. Peyron, RTM 04). a) Vue d’ensemble du site : lac thermokarstique dans une marge proglaciaire contenant localement des glaces mortes préservées en conditions de permafrost ; b) orifice de vidange au travers d’un bouchon de glace (moulin) ; c) crue quelques centaines de mètres à l’aval du lac de Chauvet, à la confluence avec l’Ubaye
27Les aléas naturel ont de tout temps été présents en haute montagne, du fait du caractère très dynamique de ce milieu. Des observations récentes montrent toutefois une augmentation significative de la fréquence ou de l’intensité de certains phénomènes, comme les écroulements rocheux (Ravanel et Deline, 2011). On enregistre également des phénomènes « nouveaux », tels que la déstabilisation de glaciers rocheux (Delaloye et al., 2012) ou l’apparition de lacs cryokarstiques.
28Si la prévision des grands écroulements reste presque impossible, l’identification de sites potentiellement dangereux du fait d’autres phénomènes est possible. A la demande des services RTM (ONF) qui ont en charge la gestion des risques naturels en montagne, un inventaire exhaustif des glaciers rocheux a ainsi été entrepris dans les départements alpins français (Bornet et al., en préparation) à partir de l’interprétation de photographies aériennes, d’orthophotographies et d’observations de terrain. L’objectif de cet inventaire est de repérer tous les glaciers rocheux susceptibles de présenter un danger et tous les lacs en contact avec des glaciers rocheux. Une évaluation de l’aléa conduit ensuite à l’établissement d’une liste de sites à surveiller.
29Par ailleurs, un travail de recensement de près de 1800 infrastructures (refuges, remontées mécaniques, dispositifs paravalanches, axes de transport de fluides, etc.) présentes en contexte de permafrost et/ou de retrait glaciaire dans les Alpes françaises vient d’être réalisé, dont 55 % présenteraient un risque de déstabilisation (Duvillard et al., 2015). Des dommages ont d’ores et déjà été observés sur nombre d’entre elles, avec des conséquences socio-économiques parfois lourdes (fermeture et chômage techniques, baisse du chiffre d’affaire, travaux indispensables, etc.).
30Présent à la fois dans les parois rocheuses de haute altitude et dans les formations superficielles, le permafrost en France affecte de nombreux versants, et sa dégradation est susceptible de provoquer des situations à risque. Les mesures disponibles depuis 2009 montrent une augmentation des températures du permafrost, à la fois liée à un réchauffement atmosphérique et à un enneigement conséquent ces derniers hivers. D’après les suivis en cours et les reconstitutions réalisées, les dynamiques géomorphologiques associées à la présence de permafrost semblent globalement affectées par ce réchauffement du permafrost, comme en témoigne, par exemple, l’accélération des glaciers rocheux au cours des années 1990. Par ailleurs, des événements météorologiques extrêmes, comme des étés caniculaires, se traduisent vraisemblablement par des pics d’activité géomorphologique : la hausse de la fréquence des écroulements constatée dans le massif du Mont Blanc au cours de l’été 2003 ou la déstabilisation du glaciers rocheux du Bérard en 2006 en sont probablement des exemples. Il est évident que le réchauffement du permafrost, et la modification des teneurs respectives en glace et en eau dans le sol qui en découlent, modifient les conditions de stabilité des versants alpins. Toutefois, la compréhension, et la prévision, des conséquences en termes d’aléas devront prendre en compte la très forte variabilité des contextes locaux afin de répondre aux attentes sociétales, et plus spécifiquement celles des gestionnaires des risques naturels.
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