duction dans le modèle d'inversion de couches de plus en plus résistantes (effet de sous-pente ascendante). Cette augmentation de la résistivité avec la profondeur est cependant difficile à interpréter. En accord avec les résistivités calculées par RUSSILL (2000) à partir de profils tomographiques, elle semble due à la présence d'un banc de calcaire massif (urgonien) karstifié très résistant. Le niveau supérieur pourrait correspondre à des sédiments gelés de (très) faible résistivité.

### 4.2.6.3 Courbes en «dos de chameau»

A plusieurs reprises, les courbe pa mesurées de sondages comportaient deux maxima relatifs (courbe en «dos de chameau»). Deux cas sont illustrés (fig. 4.11). Le premier (Ri-S07) provient de la moraine de poussée «médiane» (2900 m.s.m.) située à la confluence des glaciers du Ritord et de l'Epée, le second de rive droite de la partie amont du glacier rocheux d'Entre-la-Reille/Diablerets (branche aval de Di-S02, 2470 m.s.m.), glacier rocheux dont les racines sont occupées par une plaque de glace (cf. 2.5) (REYNARD et al. 1999, RUSSILL 2000). L'hypothèse émise pour expliquer l'aspect des courbes mesurées (cf. schéma sur fig. 4.11) est la présence d'une lentille de matériaux très

résistants, de dimension restreinte (1), reposant sur un corps dont la résistivité, toujours relativement élevée, est tout de même inférieure. Dans le cas de Ri-07, à partir des distances OA' et OB', à peu près égales (30-40 m), la lentille très résistante (lamelle de glace morte (?) enterrée à faible profondeur - *effet de surpente*) n'existe plus et le corps résistant sous-jacent (2) est désormais directement présent sous la couche active. L'épaisseur du corps inférieur est nettement plus importante que celle de la lentille superposée pour pouvoir être encore détectée par l'extrémité du sondage. Le même raisonnement vaut pour Di-S02-down, à l'exception du fait que l'on ne traite que de la dimension restreinte du corps (1) dans une direction.

## 4.3 TRAINÉS

Le traîné est une technique intéressante qui a étonnamment peu été utilisée dans le domaine périglaciaire alpin. Le but de cette méthode de prospection est de réaliser un profil linéaire ou une cartographie illustrant la variation de la résistivité apparente du sol à une (pseudo-)profondeur choisie.

<figure><img src="image_64.png" /></figure>

<figure><img src="image_65.png" /><figcaption>**Fig. 4.11** Courbes pa mesurées en «dos de chameau» et schéma interprétatif hypothétique. Sondage électrique vertical symétrique Ri-S07 (localisation, cf. fig. 6.11) et branche aval du sondage dissymétrique Di-S02. Explications dans le texte.</figcaption></figure>
La méthode consiste à effectuer des mesures de résistivité apparente en se déplaçant dans le terrain tout en conservant un écartement fixe des électrodes. **La distance entre les électrodes externes (AB) détermine la profondeur d'investigation (cf. 4.1.1.1). Le choix de l'écartement des électrodes s'effectue sur la base des sondages verticaux réalisés préalablement et dépend de l'objectif exact recherché.**

Pour des raisons pratiques évidentes, les mesures s'effectuent à intervalles réguliers le long de lignes droites et les électrodes sont disposées selon la configuration de Wenner (AM=MN=NB=a). Ce procédé permet, lors de chaque nouvelle mesure, de décaler le dispositif d'un cran et de ne devoir installer qu'une seule nouvelle électrode, ce qui représente un atout certain dans les terrains difficiles que sont ceux des régions périglaciaires d'altitude. La répétition du procédé le long de lignes parallèles permet d'introduire la deuxième dimension nécessaire à la réalisation d'une carte (fig. 4.12a).

La réalisation d'un traîné nécessite idéalement 5 personnes, mais au minimum 3. Selon les cas, 50 à 100 points de mesure sont réalisables en une journée. Les

variations spatiales de la résistivité apparente du sol à des profondeurs de l'ordre de 5 à 15 m ont ainsi été cartographiées par traîné sur les principaux terrains de ma recherche.

Les résultats fournis par les traînés sont unique-ment des **résistivités apparentes** du sol. En présence de niveaux superficiels électriquement peu résistants, les valeurs de résistivité apparente mesurées pour des couches gelées en profondeur (pergélisol) sont généralement 2 à 10 fois plus basses que leurs résistivités spécifiques calculées à partir de sondages verticaux. La pratique du traîné n'a pas vraiment de sens lorsque la résistivité du sol proche de la surface est (beaucoup) plus élevée que celle des corps gelés sous-jacents que l'on cherche à cartographier (cf. 4.2.5).

Signalons enfin que pour la réalisation d'une carte, les valeurs de résistivité étant nécessairement supérieures à 0 et variant selon une loi logarithmique, il est indispensable d'effectuer toute interpolation unique-ment à partir de valeurs préalablement transformées à partir d'une fonction logarithmique (fig. 4.12c), faute de quoi on s'expose à des résultats aberrants (valeurs négatives par exemple, fig. 4.12b).

<figure><img src="image_66.png" /><figcaption>**Fig. 4.12** Exemple de représentation des résultats d'une cartographie de la résistivité apparente du sol par traîné (Sanetschhorn, cf. 6.4.4, 194 points, a = 20 m, profondeur d'investigation estimée : 8-12 m) : a) par symboles, b) interpolation par krigeage (ordinaire) des valeurs mesurées (à éviter), c) interpolation par krigeage (ordinaire) des valeurs logarithmiques.</figcaption></figure>
## 4.4 PSEUDO-SECTION OU TOMOGRAPHIE

La tomographie de la résistivité électrique du sol est une méthode récente de plus en plus utilisée dans la prospection périglaciaire en région de montagne (e.g. HAUCK & VONDER MÜHLL 1999, 2003a,b, HAUCK et al. 2000, HAUCK 2001, RUSSILL 2000, KNEISEL et al. 2000b, KNEISEL 2003a,b,c, ISHIKAWA et al. 2001, VONDER MÜHLL et al. 2001b, MARESCOT et al. 2003) qui consiste à réaliser des profils de résistivité en 2D. Cette technique est en quelque sorte la combinaison du sondage vertical et du traîné.

Jusqu'à plusieurs dizaines d'électrodes sont placées à intervalles réguliers le long d'une ligne et reliées à un résistimètre. Une fois le dispositif installé, toutes les possibilités envisageables de mesure avec des écar-tements différents des électrodes (selon la configu-ration de Wenner ou de Schlumberger) sont ensuite effectuées à la suite les unes des autres par le résisti-mètre.

### 4.4.1 Profils tomographiques réalisés

Trois profils ont été réalisés dans l'éboulis des Lapires et un au Sanetschhorn/Creux de la Lé (cf. fig. 4.7) avec la collaboration de J. RUSSILL (Univ. Cardiff). Huit profils ont également été acquis sur le site d'En-tre-la-Reille/Diablerets (RUSSILL 2000). Dans tous ces cas, 25 électrodes ont été disposées à intervalle de 5 m sur des profils longs de 120 m et seule la configu-ration de Wenner a été retenue pour l'acquisition des données. Un profil longitudinal a également été effec-tué dans l'éboulis du Creux du Van (MARESCOT et al. 2003) où 55 électrodes ont été disposées à intervalle de 5 m sur une distance de 280 m. Toutes les mesures possibles avec les configurations de Schlumberger et Wenner ont été effectuées. J'ai également répété à 9 reprises un court profil de 33 m (1 m d'espace-ment entre des électrodes demeurées fixes) pour suivre l'évolution de la couche active dans l'éboulis du Creux du Van. Les mesures ont été acquises «manuellement» (selon la configuration de Wenner et pour un intervalle inter-électrode successivement égal à 1, 2, 3 et 5 m) avec le même résistimètre que pour les sondages et traînés.

Dans ce travail sont encore mentionnés un nouveau profil réalisé dans la partie inférieure de l'éboulis des Lapires (MARESCOT et al. 2003), trois profils prove-nant de la marge proglaciaire historique du glacier de Becca d'Agè (MARESCOT et al. 2003, REYNARD et al. 2003) et un profil long de 1.3 km (!) réalisé dans la marge proglaciaire du glacier de la Chaux (REYNARD

et al. 2003), tous acquis avec les configurations de Schlumberger et Wenner et un espacement des électro-des de 10 m (sauf La Chaux, 5 m).

### 4.4.2 Inversion

Le résultat brut d'une tomographie est une coupe de la résistivité apparente du terrain. Une inversion est réalisée avec le logiciel RES2DINV (LOKE & BARKER 1996). En simplifiant, le programme détermine un modèle 2D (en deux dimensions) de la résistivité spé-cifique (ou calculée) du terrain prospecté. Il simule ensuite une acquisition de données à partir de ce modèle, compare le résultat avec les données mesurées et calcule l'erreur quadratique résiduelle moyenne (RMS error) entre les deux coupes de résistivité appa-rente mesurée et simulée. Par itération, le programme cherche ensuite à réduire cette erreur en ajustant le modèle de résistivité spécifique (modèle d'inversion). On effectue en général 3 à 5 itérations pour chercher à obtenir une erreur résiduelle inférieure à 5%.

### 4.4.3 Limites de l'interprétation

La tomographie de la résistivité électrique est actuellement en développement dans le domaine péri-glaciaire et l'on manque encore d'expérience pour réellement estimer la fiabilité des modèles d'inver-sion. L'un des principaux problèmes consiste en la capacité de RES2DINV à traiter les énormes contras-tes de résistivité qui sont souvent présents dans un terrain périglaciaire. L. MARESCOT (Univ. Lausanne) a récemment développé une intéressante méthode (DOI = Depth Observation Index) pour tenter de déterminer la fiabilité des résultats d'un modèle d'inversion. DOI a été testé sur 5 profils (Creux du Van, Lapires, Becca d'Agè). Les conclusions ont été d'une part, que «little reliable information (...) can be obtained immediately under the massive ice», un problème identique à celui du masquage invoqué pour les sondages verticaux (cf. 4.2.3-5), et d'autre part, que «we cannot determine the resistivity within the high resistivity zones (over 100 kΩm) accurately» (MARESCOT et al. 2003).

Un dernier problème qui mérite d'être mentionné est qu'un profil tomographique ne fournit le plus sou-vent aucune information sur la couche active. En effet, pour rendre la méthode efficiente (compter 2 heures à 1 jour par profil selon le nombre de d'électrodes utilisées et la configuration de mesure), on cherche habituellement à réaliser des profils qui traversent l'in-tégralité de l'objet géomorphologique prospecté. L'es-placement des électrodes est alors souvent de 5, voire 10 m. Avec 5 m d'intervalle, aucune mesure n'est
disponible pour les deux à trois premiers mètres de profondeur (AB est au minimum de 15 m). Pour un espacement de 10 m, cette lacune concerne les 4 à 6 premiers mètres environ au-dessous de la surface. Dans un tel cas, comme nous l'avons fait sur le site de Becca d'Agè / Louvie, les profils tomographiques peuvent être complétés ultérieurement par de brefs sondages verticaux exécutés où cela semble nécessaire pour affiner l'interprétation du modèle d'inversion.

## 4.5 INFLUENCE DE LA TEMPÉRATURE SUR LA RÉSISTIVITÉ D'UN TERRAIN GELÉ

Deux thématiques particulières sont encore abordées dans cette partie consacrée à la géoélectrique. La première concerne la relation entre la résistivité d'un terrain et sa température. La seconde traite de la combinaison entre BTS et résistivité électrique du sol (4.6).

L'influence de la température d'un terrain sur sa résistivité électrique est particulièrement marquée au-dessous du point de gel (e.g. HOEKSTRA & MCNEILL 1973, SCOTT et al. 1990). L'existence d'une telle relation a souvent été signalée, mais n'a jusqu'à récemment que peu été prise en compte lors de l'interprétation de mesures géoélectriques en milieu périglaciaire de montagne. Cette dépendance mérite que l'on s'y attarde quelque peu, d'une part en raison de son importance, d'autre part pour relater les résultats d'un test de suivi du comportement thermique du sol que j'ai effectué dans l'éboulis gelé du Creux du Van (1200 m.s.m.) par la répétition de mesures de résistivité électrique.

### 4.5.1 Concepts

Les références littéraires et les principaux concepts liés à l'influence de la température sur la résistivité d'un matériel en milieu périglaciaire sont décrits en détail par HAUCK (2001) et résumés par HAUCK & VONDER MÜHLL (2003a). Brièvement, nous retiendrons qu'au-dessus du point de gel, la résistivité ρ d'un matériel augmente proportionnellement à l'abaissement de sa température (T, en °C) en raison de l'accroissement de la résistivité de l'eau qu'il contient :

$$ \rho = \rho_0 / (1 + \alpha(T - T_0)) \quad (4.1) $$

où ρ₀ est la résistivité mesurée à la température de référence T₀ et α un coefficient qui vaut le plus sou-

vent 0.025 K⁻¹. Au-dessous du point de gel, lorsque la température baisse, le manque croissant d'eau liquide provoque une élévation de ρ selon une relation exponentielle de la forme :

$$ \rho = \rho_0 e^{-b(T_f - T)} \quad (4.2) $$

où ρ₀ et b sont des constantes, qu'il convient de déterminer empiriquement (b est de l'ordre de 0.1 à 2 K⁻¹ et semble dépendre en particulier de la porosité du matériel et de sa teneur en eau), et T_f la température du point de gel (en °C).

### 4.5.2 Conditions du test

Au Creux du Van, j'ai répété à 9 reprises entre mai 2001 et mai 2002 une tomographie (CV-P02) de la résistivité électrique de la couche active. Celle-ci fait 2-3 m d'épaisseur; elle est constituée d'un éboulis calcaire grossier recouvert d'un sol organique irrégulier. Trente-quatre électrodes fixes ont été disposées à 1 m d'intervalle sur un profil longitudinal. Les mesures, 44 au total, ont été acquises selon la configuration de Wenner, pour a successivement égal à 1, 2, 3 et 5 m. La figure 4.13 permet de se rendre compte des conditions de température du sol (enregistrée à 30 cm de profondeur à 20 m de la partie médiane du profil) et de l'air aux dates de répétition des mesures.

Notons que lors des campagnes de fin décembre 2001 et de janvier 2002, il s'est avéré nécessaire d'arroser systématiquement d'eau chaude toutes les électrodes afin de réduire la résistance de contact avec le sol gelé très froid et de permettre l'acquisition de mesures. Lors de ces deux campagnes, les différences de potentiel (ΔV) pour a = 1 m (en décembre et janvier), 2 et 3 m (en janvier) furent cependant le plus souvent supérieures à la plage de mesure du résistimètre (max. 6'000 mV). Ainsi, seules des valeurs minimales de pa ont pu être déterminées. Le terrain, bétonné par le gel, interdisait la mise en place de toute nouvelle électrode et, par là, la réalisation de mesures avec des intervalles MN plus restreints qui auraient permis d'abaisser ΔV (cf. 4.1.2.1).

### 4.5.3 Résultats

La première campagne a eu lieu le 21 mai 2001, alors que seule la surface du sol (10-50 cm) n'était pas gelée. Le modèle d'inversion (fig. 4.14a) montre, au-dessous de la surface très hétérogène, des résistivités spécifiques comprises essentiellement entre 3 et 12 kΩm variant dans la dimension latérale.
<figure><img src="image_67.png" /><figcaption>**Fig. 4.13** Date de répétition du profil tomographique CV-P02 (toutes les flèches) et du sondage vertical CV-S02 (flèches noires) et température du sol (à 30 cm de profondeur dans le sol organique) et de l'air (toutes deux, moyennes journalières).</figcaption></figure>

Pour simplifier dans un premier temps la comparaison des campagnes entre elles, la moyenne de toutes les valeurs pa est retenue. Celle du 21 mai 2001 sert de référence pour une température de la couche active approximativement égale à 0°C. Dans le tableau 4.2, on constate que tant que la température du sol est supérieure ou égale à 0°C, les variations relatives de la valeur moyenne de pa demeurent faibles (-23% au maximum

à fin octobre pour une température d'environ 5°C) et semblent proportionnelles à l'état thermique du sol. Par contre, une très forte augmentation de pa se produit lorsque la température est inférieure à 0°C (multiplication par 10 à 20 vers -5°C). Ceci confirme les relations décrites par les équations 4.1 et 4.2. La température moyenne de la couche active semble être estimée convenablement (tabl. 4.2) lorsque $\alpha = 0.05$ et $b = 0.5$.

<table><caption>**Tabl. 4.2** Résistivité apparente moyenne mesurée et température estimée de la couche active dans la zone des épicéas nains au Creux du Van.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Date</th><th colspan="2">pa moyenne<fnref n="1" /></th><th colspan="2">Température du sol mesurée<fnref n="3" /></th><th>Température moyenne de la couche active estimée<fnref n="4" /></th></tr><tr><th>kΩm</th><th>%</th><th>°C</th><th>°C</th><th></th></tr></thead><tbody><tr><td>21 mai 2001</td><td>6.4</td><td>100</td><td>1.4</td><td>(1.4)</td><td>0.0</td></tr><tr><td>30 juin 2001</td><td>5.6</td><td>87</td><td>3.7</td><td>(4.0)</td><td>2.9</td></tr><tr><td>27 août 2001</td><td>5.5</td><td>85</td><td>3.2</td><td>(3.2)</td><td>3.5</td></tr><tr><td>30 octobre 2001</td><td>4.9</td><td>77</td><td>4.2</td><td>(5.3)</td><td>5.9</td></tr><tr><td>13 novembre 2001</td><td>7.0</td><td>106</td><td>0.0</td><td>(2.0)</td><td>-0.1</td></tr><tr><td>4 décembre 2001</td><td>6.7</td><td>105</td><td>0.0</td><td>(0.0)</td><td>-0.1</td></tr><tr><td>20 décembre 2001</td><td>&gt;54.2²</td><td>&gt;843²</td><td>-7.0</td><td>(-4.5)</td><td>-4.2</td></tr><tr><td>18 janvier 2001</td><td>&gt;67.5²</td><td>&gt;1434²</td><td>-5.3</td><td>(-5.3)</td><td>-5.3</td></tr><tr><td>16 mai 2001</td><td>7.1</td><td>111</td><td>0.1</td><td>(0.1)</td><td>-0.2</td></tr></tbody></table>

<footnote n="1">¹ calculée à partir d'un ensemble de 44 mesures avec un espacement inter-électrodes de 1 à 5 m (configuration de Wenner)</footnote>

<footnote n="2">² calculée sur un ensemble restreint (cf. texte)</footnote>

<footnote n="3">³ température moyenne journalière mesurée à 30 cm de profondeur dans le sol organique; entre parenthèses, température moyenne journalière maximale des 5 jours précédant la date de la mesure</footnote>

<footnote n="4">⁴ selon équation (4.1), avec $\alpha = 0.05$, pour juin, août et octobre; selon équation (4.2), avec $b = 0.5$ pour les autres campagnes</footnote>
<figure><img src="image_68.png" /><figcaption>**Fig. 4.14** Profil tomographique (CV-P02) de la couche active de l'éboulis gelé du Creux du Van : a) résistivité spécifique calculée le 21 mai 2001 ; b-g) variation relative (%) par rapport à a) (explications, cf. texte).</figcaption></figure>

Les variations spatiales relatives de la résistivité spécifique (calculée) du sol par rapport à la situation de mai 2001 sont estimées pour toutes les campagnes à l'exception de celles du 20 décembre 2001 et du 18 janvier 2002 (fig. 4.14b-g). Les sections sont directement produites par l'inversion (une seule itération) des différences relatives (en %) de pa par rapport aux valeurs mesurées le 21 mai 2001 (=100) : les tons rouges indiquent une baisse de la résistivité (réchauffement), les tons bleus une hausse de la résistivité (refroidissement). La technique appliquée n'est certes pas idéale (HAUCK 2001), mais les résultats sont consistants et concordent avec les connaissances que nous avons du fonctionnement thermique particulier de ce site (DELALOYE et al. 2003c, cf. 7.3). On remarque ainsi le réchauffement prononcé de la couche active qui n'a lieu qu'en automne (30 octobre), le refroidissement du sol qui se produit par aspiration localisée d'air
froid dans l'éboulis lors des périodes froides de l'hiver (13 novembre; température de l'air, fig. 4.13), l'arrêt du système de refroidissement et le rééquilibrage de la température dans le sol durant la période de redoux du début décembre 2001, et enfin le dégel du sol à partir de la surface en mai 2002. On constate également que les zones où les changements de résistivité (température) sont les plus lents (fig. 4.14e,g) coïncident avec les secteurs de plus faible résistivité (4.14a), et inversion. Ceci pourrait être lié à des différences de granulométrie (porosité) et de teneur en eau du matériel, respectivement plus fine et plus importante où la résistivité est plus faible.

### 4.5.4 Application des résultats

Simultanément, le sondage vertical CV-S02 (cf. 7.3.7 et fig. 7.8) a aussi été répété à plusieurs reprises (fig. 4.13, 4.16). Son centre (fig. 4.15) est situé à 15 m du milieu du profil tomographique et à 5 m du capteur de température du sol utilisé dans la fig. 4.13. Son interprétation démontre la présence d'un éboulis épais de 20 m environ dont la résistivité est très faible (6-10 kΩm). Cet éboulis est cependant certainement gelé (cf. 7.3.7). La répétition du sondage révèle lui aussi la baisse de résistivité qui intervient dans la partie basale de la couche active en automne et la très forte croissance de la résistivité survenue à proximité de la surface au cœur de l'hiver 2001/2002. Le 18 janvier 2002, l'intégralité de l'éboulis voit sa résistivité augmentée par rapport à la situation estivale. En postulant $b = 0.5$ (cf. 4.5.3) et $ρ_0 = 7$ kΩm dans toute l'épaisseur de l'éboulis sur la base des modèles d'inversion des sondages de mai, juin et octobre (10 kΩm toutefois pour la partie inférieure de la couche active), le profil thermique du terrain ce jour-là peut être estimé grossièrement à partir de l'équation 4.2. Ainsi, en relation avec le modèle d'inversion (fig. 4.16), la température du sol le 18 janvier 2002 aurait été en moyenne de -5.7°C entre la surface et 1 m de profondeur (ce qui correspond à la température mesurée à proximité, fig. 4.13, tabl. 4.2), -4.2°C entre 1 et 2.5 m, -2.6°C entre 2.5 et 8 m, -0.7°C entre 8 et 20 m.

### 4.5.5 Conclusions du test

Ce test de surveillance de la variation saisonnière de la résistivité du sol dans l'éboulis gelé du Creux du Van a renforcé la connaissance portant sur l'étroite relation qui existe entre température et résistivité électrique d'un matériel sédimentaire. Cette résistivité s'accroît en effet considérablement lorsque la température s'abaisse au-dessous de 0°C et il y a lieu d'en tenir compte lors de l'interprétation de mesures de résistivité électrique. Néanmoins, l'ampleur de cette variation dépend en premier lieu du facteur $b$ (cf. équation 4.2) qui peut différer passablement selon la nature et les caractéristiques du terrain (HAUCK 2001) et qu'il est nécessaire de définir empiriquement dans chaque cas. Il apparaît pour cela opportun de disposer de données thermiques issues d'un forage.

Le monitoring des variations saisonnières et annuelles de la température du sol sur la base de mesures de résistivité électrique est une méthode prometteuse, en devenir, qui peut en particulier contribuer à la compréhension approfondie du régime thermique de certains terrains. Ce fut le cas de l'éboulis gelé du Creux du Van, dont le fonctionnement thermique atypique sera décrit plus loin (7.3).

<figure><img src="image_69.png" /><figcaption>**Fig. 4.15** Centre du sondage CV-S02 (gradiation du piquet : 10 cm)</figcaption></figure>
<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>Fig. 4.16 Répétition du sondage CV-S02 dans l'éboulis gelé du Creux du Van (1200 m.s.m.) (DELALOYE et al. 2003c).</figcaption></figure>

## 4.6 RELATION BTS / RÉSISTIVITÉ ÉLECTRIQUE

Nous venons de le voir, la résistivité électrique d'un (pergéli)sol dépend en partie de sa température. Les mesures BTS, quant à elles, dépendent théoriquement de l'état thermique des couches supérieures du sol (cf. 3.2.1). Partant de ces deux constats, mesures BTS et mesures de la résistivité électrique du sol proche de la surface devraient, dans une certaine mesure, fournir des résultats comparables. Deux tests ont été effectués sur les terrains relativement homogènes du glacier rocheux des Becs-de-Bosson / Réchy (4.6.1) et de l'éboulis des Lapires (4.6.2) dans le but d'estimer la relation qui peut exister entre les résultats fournis par ces deux méthodes.

### 4.6.1 Becs-de-Bosson / Réchy

#### 4.6.1.1 Conditions du test

Le premier test confronte 294 mesures BTS effectuées en mars 2002 et 177 mesures de résistivité apparente ( traîné) réalisées durant l'été 2002 dans la partie supérieure du glacier rocheux des Becs-de-Bosson (MÉTRAILLER in prep., cf. 6.4.5). La figure 4.17a permet la localisation des 177 points de mesure de résistivité (a = 20 m, profondeur d'investigation estimée à environ 10 m) et de la zone couverte par l'ensemble des mesures BTS. Ces dernières ayant été réalisées avant les traînés, nous n'avons pas pu faire correspondre l'emplacement des deux différents types de mesures. Là n'était d'ailleurs pas le but de l'opération. La figure

4.17a reproduit également les valeurs (par classe) de pa mesurées, ainsi que le résultat de l'interpolation (krigeage) des BTS. On note d'emblée une certaine concordance entre les deux types de résultats.

#### 4.6.1.2 Résultats

Pour analyser la correspondance entre les deux échantillons, les deux variables sont interpolées (interpolation bilinéaire) dans une grille de 10 m de résolution à l'aide du logiciel IDRISI (SIG). Les zones non couvertes par les deux types de données sont ensuite exclues. Pour l'ensemble des pixels restants (1471), la régression logarithmique indique, pour un coefficient de corrélation r = -0.88 :

$$ \text{BTS} = -1.809 \log(\text{pa}) + 4.66 \quad (4.3) $$

où BTS est en °C et pa en Ωm. Sur l'ensemble des 1471 pixels, la dissémination (écart-type) des «BTS calculées selon l'équation 4.3» comparativement aux «BTS mesurées» est de 0.56°C. Les résultats sontquasi-identiques (BTS = -1.742 log(pa) + 4.40, r = -0.83) si l'interpolation est effectuée à l'aide de la méthode des triangles (TIN).

Les résultats de ce test indiquent :

- qu'une certaine relation existe entre BTS et pa mesurée à une profondeur de l'ordre de 10 m;

- mais qu'à l'évidence, au vu de l'écart-type (0.56°C) entre BTS mesurées et estimées à partir de pa, c'est
<figure><img src="image_71.png" /><figcaption>**Fig. 4.17** Partie supérieure du glacier rocheux des Becs-de-Bosson / Réchy : a) (gauche) résistivité apparente (pa) mesurée par traîné (a = 20 m) et répartition spatiale de la valeur BTS (interpolation par krigeage, 294 points); b) (droite) carte d'«anomalie» thermique potentielle déterminée par la comparaison des BTS mesurées et des BTS calculées selon l'équation 4.3.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_72.png" /></figure>

l'ensemble des mesures BTS (et non une seule mesure BTS prise en soi) qui tend à varier dans l'espace de la même manière que le fait pa;

- enfin, qu'à l'échelle d'un site relativement homogène, BTS et pa seraient en grande partie dictées par la variation spatiale d'un seul et même facteur : selon l'hypothèse avancée, l'état thermique du sol.

### 4.6.1.3 Application des résultats

Sur la base de ces constats, on peut raisonnablement envisager que la comparaison détaillée de cartes BTS et de résistivité apparente est un outil qui peut permettre la détection, là où les deux variables ne sont à l'évidence pas corrélées, de la présence possible de processus d'échanges thermiques particuliers (atypiques) qu'il s'agira ensuite de comprendre.

La figure 4.17b illustre ce propos : elle comprend une carte localisant les secteurs où BTS mesurées et BTS calculées à partir de pa (cf. équation 4.3) différent de manière plus ou moins conséquente. Dans cet exemple, les anomalies positives (où BTS mesurées > BTS calculées, en rouge) sont en grande partie dues au fait que l'on ne mesure pas la résistivité apparente

d'une accumulation sédimentaire (en raison de sa trop faible épaisseur), mais celle de la roche en place sousjacente (cornieule) dont la résistivité est relativement élevée dans le secteur N du terrain. Quant aux anomalies négatives (en bleu), elles semblent se concentrer principalement dans des zones exposées au vent qui ont pu subir, en raison de l'amincissement du manteau neigeux, d'importantes phases de refroidissement durant l'hiver.

## 4.6.2 Lapires

### 4.6.2.1 Conditions du test

Le second test est issu de la partie inférieure de la pente d'éboulis des Lapires. En mars 1999, 71 mesures BTS ont été réalisées aussi précisément que possible aux mêmes emplacements que des mesures de résistivité apparente (a = 12.5 m, profondeur d'investigation estimée à 6-8 m) effectuées l'été précédent par traîné le long de 4 lignes horizontales parallèles (La-W01 à 04) situées dans la partie W de la pente (cf. fig. 8.6). Il n'y a pas suffisamment de points pour permettre de procéder au même type d'analyse (cartes interpolées) que ci-dessus. Les données sont analysées tout d'abord sans référence à leur disposition spatiale, puis en en tenant compte.
### 4.6.2.2 Analyse aspatiale

Dans cette première approche, les 71 paires de valeurs (BTS, ρa) sont rangées selon l'ordre croissant des valeurs BTS (fig. 4.18a). On y constate :

- une forte variabilité des valeurs ρa;

- 12 valeurs BTS inférieures à -4°C (points encerclés) qui semblent déconnectées de l'ensemble des autres mesures BTS; l'hypothèse est émise qu'il pourrait s'agir de points où serait intervenu un problème technique lors de l'acquisition des données (p. ex. surface du sol pas atteinte, un cas de figure tout à fait probable en cet hiver 1999 copieusement enneigé); ces points sont exclus.

Si l'on se concentre sur les 59 paires restantes, on remarque qu'une faible dépendance se dessine entre les deux variables (fig. 4.18b), certes peu significative (r² = 0.34). Ceci signifie qu'il n'y a pas de dépendance directe entre BTS et ρa, mais qu'une certaine tendance existe tout de même. Si l'on filtre la variabilité des valeurs à partir de la figure 4.18a par une moyenne mobile sur des fenêtres de 10 points, et que l'on retient une paire de valeurs tous les 5 points, la corrélation entre les deux variables s'accroît sensiblement (r² = 0.86, fig. 4.18c). Les conclusions sont dès lors ici les mêmes que celles issues du test effectué aux Becs-de-Bosson, à savoir :

- une dépendance entre BTS et ρa existe;

- elle n'est toutefois valable que pour un ensemble de points, mais pas pour une mesure prise séparément des autres.

Qu'en est-il si l'on procède à l'analyse de façon inverse, soit en rangeant tout d'abord les paires de valeurs par ordre croissant de ρa (manière de procéder en fait plus logique, étant donné que ρa peut être considérée comme plus stable dans le temps que BTS) ? La figure 4.19 permet de constater que les résultats sont similaires. Arbitrairement, on ne tient pas compte d'une dizaine de paires où les valeurs BTS semblent déconnectées de l'ensemble des autres valeurs obtenues (cercle rouge sur fig. 4.19a). Lorsque l'on filtre la variabilité des BTS à l'aide d'une moyenne mobile (voir ci-dessus), on remarque qu'une dépendance entre BTS et ρa existe (r² = 0.9, fig. 4.19c), dépendance valable uniquement pour un ensemble de points, mais pas pour une mesure prise séparément des autres (fig. 4.19b). Les conclusions tirées de la première manière de procéder sont ainsi confirmées et renforcées.

### 4.6.2.3 Analyse spatiale

Dans la figure 4.20, les paires de valeurs (BTS, ρa) sont comparées selon leur disposition sur les lignes de traîné. Une très bonne relation (r² = 0.87) s'observe pour La-W01, si l'on ne tient pas compte d'un point

<figure><img src="image_73.png" /></figure>

**Fig. 4.18** Comparaison de paires BTS - résistivité apparente (ρa) dans l'élaboris des Lapires : a) (en haut) variation de ρa selon un ordre croissant des BTS; valeurs encerclées exclues; b) (en bas à gauche) comparaison des 59 paires restantes; c) (en bas à droite) comparaison de paires obtenues par moyenne mobile sur des fenêtres de 10 points à partir du graphique (a).
<figure><img src="image_74.png" /><figcaption>**Fig. 4.19** Comparaison de paires résistivité apparente (pa) - BTS dans l'élgeboulis des Lapires : a) (en haut) variation des BTS selon un ordre croissant des pa; valeurs encerclées exclues; b) (en bas à gauche) comparaison des 61 paires restantes ; c) (en bas à droite) comparaison de paires obtenues par moyenne mobile sur des fenêtres de 10 points à partir du graphique (a).</figcaption></figure>

divergeant. Une telle dépendance des deux variables n'existe pas dans les trois autres lignes. Pour tous les points, une valeur BTS est ensuite calculée (BTS<sub>sim</sub>) à partir de la relation déterminée dans la ligne La-W01 (équation cf. fig. 4.20) et est reportée sur le graphique. On remarque alors que les mesures BTS plus froides que BTS<sub>sim</sub> se concentrent spatialement sur la droite (W) de La-W02 et de La-W03. Quant à aux mesures BTS qui sont plus chaudes que BTS<sub>sim</sub>, elles se situent toutes dans la partie gauche (E) de La-W03 et La-W04. Ce constat peut être le signe d'une double «anomalie» du régime thermique de l'éboulis des Lapires qu'il s'agit maintenant d'approfondir. Ceci constituera l'objet de la section 8.3.

### 4.6.3 Conclusions

La confrontation de mesures BTS et de résistivité électrique apparente du sol (à faible profondeur) aux Becs-de-Bosson et aux Lapires a révélé qu'une dépendance plus ou moins bien établie semble exister entre les deux types de données. Sur cette base, la comparaison détaillée de cartes BTS et de résistivité apparente devient un outil de détection, là où les deux variables ne sont à l'évidence pas corrélées, de possibles processus d'échanges thermiques atypiques, qu'il s'agira ensuite de comprendre.

## 4.7 SYNTHESE DES MESURES DE RÉSISTIVITÉ ÉLECTRIQUE

La mesure de la résistivité électrique du sol permet d'estimer les propriétés physiques, ainsi que la répartition verticale et latérale de différentes couches pouvant composer le sous-sol. La résistivité d'un pergélisol est notamment fonction de la teneur en glace du matériel, de l'origine de cette glace, mais aussi et surtout de la température et de la portion d'eau encore à l'état liquide. **La résistivité s'accroît considérablement lorsque la température s'abaisse au-dessous de 0°C et il y a lieu d'en tenir compte lors de l'interprétation des mesures (4.5).**

L'utilisation systématique d'une configuration dis-symétrique et l'analyse qualitative attentive des valeurs mesurées (aspect d'une courbe) permettent d'améliorer sensiblement l'interprétation qui peut être faite d'un sondage électrique vertical, en particulier par la mise en lumière d'hétérogénéités spatiales de la composition du terrain (4.2).

Le masquage de zones profondes par des niveaux supérieurs de plus forte résistivité empêche souvent d'estimer convenablement les caractéristiques relatives à la géométrie et à la nature des couches du sous-
<figure><img src="image_75.png" /></figure>

**Fig. 4.20** Eboulis des Lapires : comparaison BTS – résistivité apparente (ρa) en fonction de leur disposition le long des lignes de traînés La-W01 à La-W04 (localisation, cf. fig. 8.6). A gauche, les distances sont comptées de W en E, 0 correspond à l'extrémité W de l'éboulis. La relation verticale entre les quatre graphiques correspond à leur disposition dans le terrain. BTSsim. sont calculées à partir de l'équation de régression déterminée pour La-W01. A droite, les marges +/- 2σ (écart-type) de la relation BTS - ρa déterminée pour La-W01 (excepté un point) sont reportées sur les autres graphiques.
sol prospecté, que les données soient acquises par
sondage vertical (4.2) ou par tomographie (4.4).

La **surveillance temporelle** de la variation saisonnière de la résistivité du sol par la répétition de **pro-fils tomographiques** renforce la connaissance portant sur l'étroite relation qui existe entre température et résistivité électrique d'un matériel (4.5). Elle offre également la possibilité de mettre en évidence les

caractéristiques du fonctionnement thermique du terrain investigué.

La confrontation de mesures de résistivité apparente du sol (à faible profondeur) obtenues par ** traînés** et mesures BTS a permis d'établir l'existence d'un certain degré de dépendance entre les deux types de données. Leur comparaison détaillée est un moyen de détection de possibles anomalies thermiques du sol (4.6).

*****
# 5. AUTRES MÉTHODES

Pour comprendre le régime thermique d'un per-
gélisol, les mesures de température du sol doivent
 être accompagnées, dans la mesure du possible, de
données concernant l'enneigement, la température de
l'air et les paramètres du bilan radiatif (rayonnements
tellurique et solaire) (cf. 2.2). Ce chapitre 5 décrit
brièvement les méthodes qui m'ont permis l'acquisi-
tion directe de ces données sur le terrain (5.1-5.3).
Quelques résultats d'intérêt général sont également
présentés.

Une dernière section (5.4) est consacrée à une
appréciation critique de l'utilisation du GPS, que ce
soit dans le simple but de localiser des emplacements
de mesure ou, objectif plus ambitieux, de détecter des
mouvements de la surface d'un terrain.

## 5.1 MÂT À NEIGE

### 5.1.1 Principe

Le développement du manteau neigeux hivernal
peut être reconstitué en un point donné lorsque l'on
compare des enregistrements continus de la tempéra-
ture effectués à différentes hauteurs au-dessus de la
surface du sol. En effet, à l'exception des périodes de
(très) mauvais temps, les oscillations thermiques du
manteau neigeux sont distinctes de celles de l'air et
s'atténuent de plus très rapidement avec la profondeur
(explications détaillées, fig. 5.1).

### 5.1.2 Application

J'ai mis en place deux «mâts à neige» : l'un sur le
glacier rocheux des Savolaires, à l'Alpage de Mille,
l'autre dans le cirque du Creux du Van. Cinq, respecti-
vement six capteurs UTL (cf. 3.3.1), fixés à intervalle

de 30 à 70 cm sur un piquet en bois bien arrimé (fig.
5.2), relèvent la température toutes les 2 heures entre
la surface du sol et environ 2 m de hauteur. Les deux
installations fonctionnent depuis l'hiver 1998/99.

La comparaison des courbes thermiques enregist-
trées par ces UTL permet de déterminer assez précisé-
ment à quel moment quels appareils sont enfouis plus
ou moins profondément dans la neige. Les variations
temporelles de l'épaisseur approximative de neige (+/-
15-30 cm) peuvent alors être retracées (fig. 5.1). Par
la même occasion, le comportement thermique de
la couche de neige est également connu (fig. 5.3).
Des courbes d'évolution de l'épaisseur du manteau
neigeux, telles que celles présentées à la figure 5.4,
sont déterminées automatiquement dans une feuille de
calcul Excel (Hauteur-neige.xls) que j'ai conçue (et
dont je passe ici les détails relativement complexes de
mise au point).

S'il ne peuvent évidemment être implantés qu'en
des lieux épargnés par les avalanches, des mâts à neige
de construction légère nécessitent également un ter-
rain relativement plat, faute de quoi ils risquent fort
d'être détruits par les mouvements de reptation et de
tassement du manteau neigeux.

### 5.1.3 Fonte printanière du manteau nei-
geux

Parmi les multiples informations tirées de l'analyse
des données fournies par les mâts à neige, les carac-
téristiques de la fonte printanière du manteau neigeux
méritent un commentaire. A partir de la figure 5.4,
on constate qu'à l'Alpage de Mille, la fonte débute
généralement durant la deuxième quinzaine d'avril
et ne dure que 15 à 30 jours environ. Durant cette
période, la couche de neige perd chaque année, en
moyenne, 7-10 cm d'épaisseur par jour. Au Creux
<figure><img src="image_76.png" /><figcaption>**Fig. 5.1** Différenciation du comportement thermique de la neige et de l'air : exemple du 29 décembre 2001 au 4 janvier 2002 à l'Alpage de Mille. La température (T<sub>30</sub>...) est mesurée par des UTL placés à 30, 66, 100 et 200 cm au-dessus de la surface du sol. A 30 m de là, les données enregistrées par un pyrgéomètre (rayonnement infrarouge thermique) (cf. 5.3) permettent de déterminer la température de la surface de la neige (T<sub>surf</sub>) selon la loi de Stefan-Boltzman : L<sub>up</sub> = εσ T<sub>surf</sub><sup>4</sup>, où L<sub>up</sub> est le rayonnement infrarouge émis par la neige, σ = 5.669. 10<sup>-8</sup> (constante de Stefan-Boltzman) et ε est l'émissivité du corps rayonnant (l'étant l'émissivité parfaite d'un «corps noir»). Dans notre cas, T<sub>surf</sub> semble le mieux estimée lorsque ε vaut 0.91. Les mesures de rayonnement infrarouge émis par l'atmosphère (L<sup>d</sup>) sont également reportées; les grandes variations de L<sup>d</sup> sont étroitement dépendantes de la couverture nuageuse: les valeurs sont les plus faibles lorsque le ciel est dégagé. Les données proposées peuvent s'interpréter comme suit :</figcaption></figure>

- Durant toute la période, l'absence de variations journalières de T<sub>30</sub> indiquent que la hauteur de neige (HN) est en permanence (nettement) supérieure à 30 cm.

- A : T<sub>66</sub>, T<sub>100</sub> et T<sub>200</sub> sont identiques; T<sub>surf</sub> leur est légèrement inférieure. Ceci signifie que HN est inférieure à 66 cm (probablement de l'ordre de 40-50 cm), que le temps est couvert (L<sub>d</sub>) et probablement venteux; de faibles chutes de neige sont possibles.

- B : Il neige. T<sub>surf</sub>, T<sub>66</sub>, T<sub>100</sub> et T<sub>200</sub> sont quasiment égales.

- C : Le comportement distinct de T<sub>66</sub> indique que HN est désormais supérieure à 66 cm (estimation : 75-80 cm). Le temps est couvert (L<sup>d</sup>) et légèrement venteux (T<sub>100</sub> et T<sub>200</sub> sont encore identiques).

- D : Le ciel devient clair dès la seconde partie de la nuit du 30 au 31 décembre. Durant la nuit, T<sub>surf</sub> s'abaisse au-dessous de -35°C (15 à 20°C plus bas que l'air). Le vent a cessé et l'air devient stable : T<sub>100</sub> est systématiquement plus froide que T<sub>200</sub>. Les variations de T<sub>66</sub>, dictées par T<sub>surf</sub>, s'amplifient peu à peu et indiquent que HN diminue (la neige fraîche se tasse) mais demeure supérieure à 66 cm.

- E : Dès le matin du 3 janvier, les variations de T<sub>66</sub> sont similaires à celles de l'air (T<sub>100</sub> et T<sub>200</sub>) : HN est désormais inférieure à 66 cm.

du Van, pourtant situé 1200 m plus bas, la neige ne disparaît que quelques jours plus tôt. Le rythme de fonte est par contre variable selon les années.

A partir des données du tableau 5.1, il est intéressant de noter qu'entre 1999 et 2003, la date de dispersion de la neige a varié dans un intervalle de 23 jours à Mille, alors que cet intervalle n'était que de 11 jours au Creux du Van. On constate également que la fonte de la partie basale de la couche de neige est ralentie au Creux du Van. En effet, les 40 derniers centimètres de neige disparaissent en moyenne en 4 jours à l'Alpage de Mille, alors qu'il faut compter au moins autant de temps pour seulement 20 centimètres au Creux du Van.

Dans une récente publication, BENISTON et al. (2002) ont lié, dans un certain sens, la date de dispersion de la neige avec l'importance des précipitations neigeuses qui se produisent durant l'hiver, à savoir durant les mois de décembre, janvier et février. En voulant vérifier la solidité de cette assertion sur la base des données à disposition à l'Alpage de Mille et au Creux du Van, j'ai déterminé, pour chaque jour entre novembre et mai, le coefficient de corrélation r<sub>0</sub> entre les valeurs de hauteur de neige mesurées chaque année ce jour-là et les dates de fonte complète (N<sub>0</sub>, cf. tabl. 5.1). Si les propos de BENISTON et al. sont corrects, ce coefficient doit être proche de 1 dès la fin du mois de février. Pour tenir compte des particularités escomptées de la fonte basale du manteau neigeux,
<figure><img src="image_77.png" /></figure>

<figure><img src="image_78.png" /><figcaption>**Fig. 5.2** Mâts à neige : à gauche, sur le glacier rocheux des Savolaires (Alpage de Mille) avec capteurs visibles à 30, 66, 130 et 200 cm de hauteur (novembre 2000); à droite, au Creux du Van avec capteurs visibles à 100, 140 et 180 cm (février 2001).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_79.png" /><figcaption>**Fig. 5.3** Evolution de la couverture de neige durant l'hiver 1998/99 au Creux du Van (DELALOYE & REYNARD 2001). L'épaisseur de neige (surface grise) est estimée graphiquement à partir des variations de température mesurées par les UTL fixés à différentes hauteur (indiquées à gauche) sur le mât à neige. Echelle de température uniquement représentée pour les niveaux 0 et 180 cm. Remarquer la pénétration aisée de la vague de froid de mi-février au travers d'une couche de neige épaisse de plus de 180 cm. A 30 cm, la température passe ainsi de 0 à -9.5°C en quelques jours ! Une telle perte de chaleur ne s'effectue à l'évidence pas par simple conduction thermique (cf. 7.2.2.4, 7.3).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>**Fig. 5.4** Hauteur de neige (valeur moyenne sur 7 jours) estimée à partir des mâts à neige de l'Alpage de Mille (2400 m.s.m.) et du Creux du Van (1200 m.s.m.) de 1998/99 à 2002/03 et comparaison avec les valeurs minimales et maximales survenues durant cette période.</figcaption></figure>

j'ai également calculé un coefficient $r_{40}$, respectivement $r_{20}$, en utilisant cette fois les dates auxquelles le manteau neigeux n'atteignait plus que 40 cm d'épaisseur à Mille et 20 cm au Creux du Van. L'évolution temporelle de ces coefficients est représentée sur la figure 5.5.

A Mille, où la fonte des derniers 40 cm de neige se déroule chaque année à un rythme relativement similaire, il n'y a pas de différence significative entre les comportements de $r_{40}$ et $r_0$. Outre le constat original de coefficients de corrélation négatifs élevés vers le 24 janvier (i.e., durant les 5 années de mesure, plus la
<table><caption>**Tabl. 5.1** Dates estimées de fonte de la neige à l'Alpage de Mille (2400 m.s.m.) et au Creux du Van (1200 m.s.m.).</caption><thead><tr><th></th><th>Année</th><th>1999</th><th>2000</th><th>2001</th><th>2002</th><th>2003</th><th>Moyenne</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">Alpage de Mille</td><td>N<sub>40</sub></td><td>23 mai</td><td>3 mai</td><td>11 mai</td><td>14 mai</td><td>30 avril</td><td>10 mai</td></tr><tr><td>N<sub>0</sub></td><td>26 mai</td><td>6 mai</td><td>19 mai</td><td>17 mai</td><td>4 mai</td><td>14 mai</td></tr><tr><td>Durée N<sub>40</sub>-N<sub>0</sub> (jours)</td><td>3</td><td>3</td><td>8</td><td>3</td><td>4</td><td>4</td></tr><tr><td rowspan="3">Alpage de Mille</td><td>N<sub>20</sub></td><td>9 mai</td><td>29 avril</td><td>3 mai</td><td>19 avril</td><td>27 avril</td><td>29 avril</td></tr><tr><td>N<sub>0</sub></td><td>11 mai</td><td>4 mai</td><td>9 mai</td><td>7 mai</td><td>1 mai</td><td>6 mai</td></tr><tr><td>Durée N<sub>40</sub>-N<sub>0</sub> (jours)</td><td>2</td><td>5</td><td>6</td><td>18</td><td>4</td><td>7</td></tr></tbody></table>

N$_{40}$, N$_{20}$ : hauteur de neige = 40 cm, 20 cm; N$_{0}$ : disparition complète de la neige

<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>**Fig. 5.5** Evolution temporelle des coefficients de corrélation r$_{40}$ (r$_{20}$) et r$_{0}$ (explications, cf. texte) à l'Alpage de Mille (2400 m.s.m.) et au Creux du Van (1200 m.s.m.) selon les données de 1998/99 à 2002/03.</figcaption></figure>

neige était épaisse à fin janvier, plus la fonte complète du manteau neigeux fut par la suite précoce !), on ne note pas de dépendance significative entre la date de disparition de la neige et l'épaisseur de la couche de neige avant le milieu du mois d'avril, c'est-à-dire avant que le manteau neigeux ne débute sa fonte. Ceci n'a rien d'étonnant, étant donné, comme ce fut le cas en avril 2001 ou au début mai 2002 (cf. fig. 5.4), qu'à l'altitude de l'Alpage de Mille (2400 m.s.m.) d'importantes chutes de neige peuvent encore se produire au printemps et, par là, retarder considérablement la fonte complète du manteau neigeux.

Au Creux du Van, r$_{20}$ et r$_{0}$ ne se comportent pas de manière identique. A partir de début mars, r$_{20}$ est en permanence supérieur à 0.7, signe qu'il existe un lien entre la date à laquelle la hauteur de neige n'est plus que de 20 cm et l'épaisseur de neige à la fin de l'hiver climatique (décembre-janvier-février). Il n'y a en revanche pas de corrélation entre la hauteur de neige

et la date de disparition complète de la neige : r$_{0}$ demeure très faible jusqu'à mi-avril.

En résumé, nous retiendrons de l'analyse des données récoltées à Mille et au Creux du Van durant les 5 hivers 1998/99 à 2002/03 :

- qu'à 2400 m.s.m. (Mille), il n'y a pas de lien direct entre l'épaisseur de neige durant l'hiver et la date de disparition complète du manteau neigeux; l'assertion de BENISTON et al. (2002) ne s'y vérifie pas;

- qu'au Creux du Van (à 1200 m.s.m.) si la date de disparition de la majeure partie du manteau neigeux est liée à l'épaisseur de neige à la fin de l'hiver climatique (décembre-février), corroborant les propos de BENISTON et al. (2002), la fonte de la neige y est cependant le plus souvent ralentie au moins dans les 20 derniers cm. Les causes de ce comportement a priori atypique seront discutées plus loin (cf. 7.3.8.d).
## 5.2 TEMPÉRATURE DE L'AIR

### 5.2.1 Mesures effectuées

Sur plusieurs sites, la température de l'air est mesurée à environ 2 m de hauteur et enregistrée toutes les heures par de petites stations climatiques MADD (Etrelec, Renens). J'ai installé de tels équipements à l'Alpage de Mille (2400 m.s.m., fig. 5.6) et au Creux du Van (1200 m.s.m., fig. 5.7) en octobre 1997, ainsi qu'aux Lapires (2500 m.s.m., fig. 5.8) en novembre 1998, et assuré depuis leur fonctionnement. A Réchy, j'ai poursuivi les enregistrements initiés par TENTHOREY (1993) et repris par GARDAZ (1999) : les données sont ici disponibles pour deux stations situées aux extrémités aval et amont du glacier rocheux des Becsde-Bosson (2610 et 2795 m.s.m., fig. 5.9) depuis novembre 1992 (jusqu'en août 2000 seulement pour la station inférieure). Toutes les stations sont contrôlées et les enregistrements relevés lors de visites qui s'effectuent en général deux à trois fois par année. A l'exception de la station supérieure de Réchy, la qualité des données enregistrées lorsque l'enneigement est important peut s'avérer précaire (cf. explications fig. 5.6-5.9).

Occasionnellement, à basse altitude, la température de l'air a également été enregistrée par des UTL attachés à des arbres et placés sur le côté N abrité du soleil.

### 5.2.2 Particularités locales du régime thermique

Lorsque l'on compare les données fournies par les stations des sites d'altitude, il est surprenant de constater l'ampleur des variations horaires, journalières et saisonnières de l'écart thermique entre deux stations.

#### 5.2.2.1 Inversion saisonnière à Réchy

Entre les deux stations de Réchy, le gradient s'inverse selon la saison. En été, la température moyenne est plus basse à la station supérieure (2795 m.s.m.), de l'ordre de 1°C, ce qui représente une différence de température «normale» compte tenu de la différence d'altitude (185 m). En première partie d'hiver, la station inférieure, qui n'est pourtant pas située dans une dépression du terrain susceptible de piéger de l'air froid, indique une température moyenne plus basse de 0.5 à 1°C par rapport à la station supérieure, ce qui fait une différence saisonnière de 1.5 à 2°C.

#### 5.2.2.2 Formation et vidange de nappes d'air froid

La figure 5.10 propose en exemple pour Mille, Réchy et Lapires la semaine du 8 au 14 janvier 2002, une période de beau temps (cf. 5.3). La température mesurée à l'Alpage de Mille (fig. 5.10a) révèle, en

<figure><img src="image_82.png" /></figure>

**Fig. 5.6** Mini-station climatique MADD sur le glacier rocheux des Savolaires (Alpage de Mille). A droite : lors de périodes très enneigées (ici en février 1999, ce fut le cas également en février 2003) la sonde thermique se trouve très proche de la surface de la neige et de ce fait, mesure par temps clair des températures «anormalement» basses (cf. fig. 5.1).
<figure><img src="image_83.png" /><figcaption>**Fig. 5.7** Mini-station climatique MADD au Creux du Van. A droite : lors de grosses chutes de neige (ici en février 2003), en l'absence habituelle de vent, la station s'encapuchonne de neige fraîche; cette situation disparaît dès qu'un redoux s'installe.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_84.png" /><figcaption>**Fig. 5.8** Capteur de température de l'air aux Lapires. A gauche : pour être protégée des avalanches, la sonde est installée à l'aval du pylône P10, à 2.5 m de hauteur. A droite : en 2001, plusieurs avalanches se sont arrêtées durant l'hiver au niveau du pylône, augmentant considérablement l'épaisseur de neige; en avril, la sonde a ainsi été enfouie sous la neige; elle a ensuite été pliée par le tassement du manteau neigeux.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>**Fig. 5.9** A gauche, station MADD 143 (2610 m.s.m.), à l'aval du front du glacier rocheux des Becs-de-Bosson. Cette station, installée en 1988 par TENTHOREY (1993) et endommagée par le «poids» de la neige au printemps 2000 (à gauche) a été modifiée et déplacée sur le front du glacier rocheux en août 2000. Au centre et à droite (cercle), la station MADD 142 (2795 m.s.m.) dans les racines du glacier rocheux.</figcaption></figure>
dehors du réchauffement diurne quotidien, d'inces-
santes variations atteignant parfois 2°C et, fréquem-
ment, un maximum nocturne aux environs de minuit.
Les enregistrements de Réchy (2795 m.s.m.) compor-
tent également de telles variations, toutefois d'am-
pleur généralement moindre, alors qu'aux Lapires,
elles sont insignifiantes (fig. 5.10b). La température
de Réchy est souvent plus élevée que celle des Lapi-
res et du même ordre qu'à Mille, alors que le site est
situé 300, respectivement 400 m plus haut. A Mille,
les données enregistrées sur le mât à neige (voisin de
la station MADD) par les capteurs qui ne sont pas
enfouis sous la neige confirment l'existence de ces
variations thermiques (fig. 5.10c). On constate que
l'écart de température entre les capteurs tend à dimi-
nuer lors des maxima relatifs, ce qui indiquerait qu'un
brassage de l'air a lieu à ces moments-là.

Les variations de température observées montrent
qu'aux emplacements de la station MADD et du mât
à neige à Mille alternent des phases de formation
puis de vidange d'une «nappe» d'air froid. Lorsque
la nappe s'écoule, une subsidence d'air «chaud» qui
n'a pas été en contact avec la surface sur-refroidie
de la neige se produit et tend à élever la température
à proximité du sol. Au vu des températures relative-
ment élevées qui y sont enregistrées, probablement
en raison de sa situation micro-topographique (cf. fig.
5.9) la station supérieure de Réchy semble ne pas
être directement concernée ni par la formation ni par
l'écoulement de «nappes» d'air froid. Au contraire,
la station des Lapires, tout comme probablement la
station inférieure de Réchy sont en permanence affec-
tées par des écoulements d'air froid en provenance
des versants supérieurs. Notons qu'en cas de mau-

vais temps ou lorsque le ciel est couvert (cf. 5.3), les
oscillations thermiques cessent et l'écart de tempéra-
ture entre les différentes stations redevient compara-
ble à celui de la saison estivale.

En conséquence, l'écart thermique entre l'Alpage
de Mille (2400 m.s.m.) et Réchy (2795 m.s.m.), qui
est de 3°C environ durant les mois d'été, tombe aux
alentours de 1°C seulement durant l'hiver (fig. 5.11).
Lorsqu'une situation de haute pression se maintient et
que la masse d'air qui recouvre les Alpes est douce,
comme ce fut le cas durant tout le mois de février
1998, la température de l'air à Mille peut même deve-
nir plus froide qu'à Réchy (le cas de 2003 est quant
à lui dû à l'épaisse couche de neige qui a biaisé les
températures mesurées à Mille, fig. 5.3, 5.6). Les dif-
férences saisonnières entre Mille et les Lapires sont
quant à elles faibles et irrégulières (fig. 5.11b). Rele-
vons pour terminer (fig. 5.11a) qu'en comparaison
avec Réchy, Mille s'est déjà refroidi en novembre et
décembre, période durant laquelle le manteau neigeux
est encore peu épais (cf. fig. 3.2, 5.3) et les échanges
de chaleur entre le sol et l'air peuvent encore être
intenses.

5.2.2.3 Différences saisonnières avec stations du réseau ANETZ (Météo-Suisse)

Il est intéressant de noter que les différences sais-
sonnières observées à Réchy entre les racines et le
front du glacier rocheux des Becs-de-Bosson (cf.
5.2.2.1) ou celles décelées entre Réchy et Mille (cf.
5.2.2.2), se retrouvent également lorsque l'on effectue
une comparaison avec les stations de haute altitude
du réseau ANETZ (Météo-Suisse). A titre d'exemple,

<figure><img src="image_86.png" /><figcaption>**Fig. 5.10** Variations de température de l'air enregistrée à Mille (glacier rocheux des Savolaires, 2400 m.s.m.) (a) par la station MADD, (c) par les capteurs non enfouis du mât à neige, et (b) à Réchy (2795 m.s.m.) et aux Lapires (2500 m.s.m.) du 8 au 14 janvier 2002. Dans (a) et (b), ensoleillement possible durant les périodes en grisé.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_87.png" /><figcaption>**Fig. 5.11** Température moyenne mensuelle de l'air à l'Alpage de Mille (2400 m.s.m.) et a) différences mensuelles avec les valeurs de Réchy (2795 m.s.m.), b) avec celles des Lapires (2500 m.s.m.); c) température moyenne mensuelle de l'air au col du Grand-St.-Bernard (2473 m.s.m.) et différences mensuelles avec Moléson (1972 m.s.m.) (pour ces deux stations, données Météo-Suisse).</figcaption></figure>

les différences saisonnières constatées entre la station du col du Grand-St-Bernard (GSB, 2473 m.s.m.), sur la crête principale des Alpes, et la station située au sommet du Moléson (1972 m.s.m.) dans les Préalpes Fribourgeoises ont également été illustrées à la figure 5.11. On remarque des variations saisonnières de l'écart thermique mensuel qui atteignent environ 2 à 3°C (comme entre Mille et Réchy !). Les températures moyennes mensuelles enregistrées au GSB se comportent comme celles de Mille, alors que celles mesurées au sommet du Moléson ont un écart presque constant avec les températures moyennes mensuelles de Réchy (2795 m.s.m.). Le col du GSB étant encaissé entre deux versants, il est probable que ce site soit affecté en hiver par des écoulements d'air froid. Ceci n'est pas le cas du Moléson.

### 5.2.2.4 Conclusions

La comparaison des températures relevées par les différentes stations météo d'altitude montre qu'en

hiver, selon la manière dont se forment et s'écoulent des «nappes» d'air froid par temps clair, la température moyenne mensuelle de l'air peut localement être abaisssée de 2 à 3°C (c'est le cas en particulier sur le glacier rocheux des Savolaires à l'Alpage de Mille), sans que les sites concernés soient localisés dans des dépressions du terrain. Comme ce processus est déjà très efficace dès le mois de novembre, alors que le manteau neigeux n'est pas encore bien formé, il peut contribuer, dans une mesure encore à déterminer, à renforcer le refroidissement du sol.

De plus, d'un point de vue général, l'extrapolation de valeurs de températures à partir de réseau ANETZ est à effectuer avec précaution. Les emplacements des stations de haute altitude de ce réseau sont en effet eux aussi soumis à des phénomènes thermiques saisonniers locaux pouvant abaisser la température moyenne mensuelle de l'air de 2 à 3°C durant les mois d'hiver.
## 5.3 PARAMÈTRES DU BILAN RADIATIF

### 5.3.1 Utilité des paramètres du bilan radiatif

Le bilan radiatif comprend les quatre composantes:

- rayonnement solaire (ondes courtes) incident ($K_d$), qui peut être direct ou diffus,

- part du rayonnement solaire réfléchi par la surface du sol ($K_{up}$) en fonction de son *albédo*,

- rayonnement tellurique, ou thermique infra-rouge (ondes longues), en provenance de l'atmosphère ($L_d$) (cf. fig. 5.1),

- rayonnement thermique de la surface du sol ($L^{up}$) (cf. fig. 5.1).

Ces paramètres, notamment ceux liés au rayonnement solaire ($K_d$, $K_{up}$), font partie des facteurs importants de régulation du régime thermique d'un sol (HOELZLE 1994). En région de montagne, la variabilité dans le temps (sur de nombreuses années) de ces paramètres peut être considérée comme négligeable. Par contre, l'orientation et l'inclinaison variables de la topographie, ainsi que la manière dont se répartit et perdure la neige dans le terrain (en raison de son *albédo* élevé), rendent considérable la variabilité spatiale de $K_d$ et $K_{up}$ en particulier.

Parmi les applications particulières des paramètres du bilan radiatif, notons que le rapport entre $K_d$ et $K_{up}$ (*albédo*) permet de déterminer la présence ou l'absence d'une couche de neige (même très fine). $L_d$ est utile pour connaître la clarté du ciel, de jour comme de nuit : en effet, des différences de l'ordre de 100 W/m² s'observent généralement selon l'absence ou la présence de nuages (cf. fig. 5.1). $K_d$ permet d'estimer la densité d'une couverture nuageuse durant la journée. $L^{up}$, quant à lui, offre la possibilité de déterminer la température de la surface du sol (cf. fig. 5.1).

Sur le glacier rocheux des Savolaires, à l'Alpage de Mille, les quatre composantes du bilan radiatif sont mesurées par la mini-station climatique MADD qui est équipée d'un radiomètre (CNR 1, Kipp & Zonen). Aux Lapires, $K_d$ et $K_{up}$ sont mesurés par deux pyranomètres (fig. 5.12), alors qu'à Réchy et au Creux du Van, seul $K_d$ est observé.

### 5.3.2 Variations spatiales du bilan radiatif

A Mille, de l'automne 1998 à l'automne 2003, les valeurs moyennes annuelles des quatre composantes furent : $K_d$ = 163 W/m², $K_{up}$ = 57 W/m², $L_d$ = 271 W/m², $L^{up}$ = 294 W/m², soit un bilan radiatif positif de 83 W/m². En simplifiant, ceci signifie qu'en moyenne durant l'année, **83 W/m² doivent être perdus par le sol** (neige y compris) par échange de chaleur avec l'atmosphère ou l'eau de ruissellement **pour que sa température demeure à long terme constante** et que le pergélisol qui s'y trouve soit préservé.

Les variations spatiales de $K_d$ sont notamment dépendantes de l'horizon topographique d'un site. Ainsi, aux Lapires, où l'ensoleillement direct est réduit à 8 mois par annnée, durant la même période qu'à Mille, $K_d$ = 126 W/m². L'enneigement prolongé maintient $K_{up}$ = 58 W/m². Si l'on suppose les autres flux équivalents à ceux obtenus à Mille, seule une compensation de 45 W/m² est ici nécessaire, soit presque **deux fois moindre**.

Au bas des pentes ombragées de l'éboulis du Creux du Van (5 mois sans soleil), $K_d$ n'est que de 66 W/m² (valeur mesurée à 2 m de hauteur, au-dessus de la strate arbustive qui occupe ce site). Sachant qu'un tiers environ de ce flux est absorbé ou réfléchi par la végétation arbustive (DELALOYE & REYNARD 2001), supposant également qu'un tiers de $K_d$ est réfléchi par le sol et que le bilan du rayonnement thermique est déficitaire d'environ 20 W/m², le bilan radiatif se rapproche tangiblement de 0. Ainsi, au Creux du Van, il ne serait pas nécessaire que le sol perde une quantité de chaleur importante en compensation du bilan radiatif pour que les conditions thermiques qui y règnent s'y maintiennent.

<figure><img src="image_88.png" /><figcaption>**Fig. 5.12** Pyranomètres aux Lapires pour la mesure de $K_d$ et $K_{up}$.</figcaption></figure>
### 5.3.3 Estimation de l'ensoleillement direct potentiel par compas solaire

Afin de déterminer les variations d'ensoleillement dues à la topographie sur l'ensemble d'un site, le rayonnement solaire direct potentiel (RSP) a été estimé à l'emplacement de plusieurs capteurs de température du sol à Mille, aux Lapires, au Creux du Van et au pied de l'éboulis de la Monnaie/Trappistes par S. EISENRING à l'aide d'un compas solaire (AFFENTRANGER 2001, EISENRING 2003, KRUMMENACHER et al. 2003). On constate ainsi par exemple (fig. 5.13) la différence drastique d'apport d'énergie solaire potentielle entre la partie basse et l'extrémité supérieure (RSP 11) de l'éboulis du Creux du Van. En général, par rapport à $K_d$ mesuré, RSP est exagéré de 30 à 70 W/m² durant les mois d'été et sous-estimé de 10 à 70 W/m² durant les mois d'hiver (fig. 5.13). Dans ce second cas, l'écart représente essentiellement la part de rayonnement diffus qui est comprise dans $K_d$.

### 5.3.4 Asymétrie saisonnière du rayonnement solaire incident

Constatons encore sur la figure 5.13 l'asymétrie des courbes de valeurs mensuelles de $K_d$ à Mille et, particulièrement marquée, aux Lapires : les valeurs de $K_d$ au printemps sont plus élevées qu'en automne. Or, une courbe de $K_d$ devrait être symétrique de part et d'autre du 21 juin : sur le graphique, les mois précédant juin devant dès lors indiquer des valeurs légèrement inférieures à celles des mois qui suivent juin. Ceci est le cas au Creux du Van. Dans les deux autres sites (de même qu'à Réchy), les valeurs de $K_d$ au printemps sont nettement supérieures à celles de l'automne; on peut estimer l'« anomalie » positive printanière comme étant de l'ordre de 30-40 W/m². Quelle en est l'origine ?

J'attribue cet apport supplémentaire en grande partie au réfléchissement de $K_d$ par la neige présente dans les versants situés au-dessus des stations de mesure. Cet apport cesse vers le mois de juin, lorsque la neige disparaît dans ces versants. La station du Creux du Van est quant à elle principalement dominée par des parois rocheuses verticales, raison pour laquelle il n'y a pas d'asymétrie saisonnière.

## 5.4 LOCALISATION D'EMPLACEMENTS DE MESURE ET DÉTECTION DE MOUVEMENTS DE SURFACE PAR GPS

### 5.4.1 Localisation d'emplacements

Dans la plupart des cas, la localisation des points de mesures (BTS, UTL, géoélectrique) a été déterminée à l'aide d'une boussole, d'un altimètre et d'une carte. Néanmoins, la répétition de mesures BTS plusieurs années consécutives demande des moyens de localisation plus précis. A condition que le site ne soit pas situé sous un horizon élevé et fermé (p. ex. Creux du Van), l'emploi du GPS est envisageable.

Afin de rendre l'opération peu encombrante, nous avons tenté d'utiliser des GPS de « poche » (Garmin Extrex Summit). S'il s'est avéré que la précision obtenue était parfois excellente, l'expérience montre qu'il n'est pas possible en général de compter sur une précision supérieure à 15 m. Pour des mesures qui doivent s'effectuer tous les 15-20 m, ce n'est de loin pas suffisant. L'emploi d'un appareil plus performant (SR 530, Leica Geosystems), mais plus volumineux (heu-reusement, celui-ci se contient dans un petit sac à dos) et bien plus cher, résout le problème en assurant un précision de localisation généralement inférieure

<figure><img src="image_89.png" /><figcaption>**Fig. 5.13** Rayonnement solaire direct potentiel (RSP) estimé par compas solaire (EISENRING 2003) et rayonnement solaire global incident ($K_d$) et réfléchi ($K^{up}$) mesuré sur différents sites. RSP (11), cf. texte.</figcaption></figure>
à 5 m. Ce système a par exemple été utilisé pour les mesures BTS répétées à Réchy (Becs-de-Bosson et Tsavolires) ainsi qu'à Mille. Aux Lapires, l'accès aisé du site en hiver permet de mettre en œuvre la technique du GPS différentiel (DGPS) en temps réel (RTK) par l'utilisation de deux récepteurs (base et mobile), ce qui assure une précision des points de mesure inférieure au mètre (avec GPS mobile sur le dos, cf. fig. 3.6).

### 5.4.2 Mouvement de la surface d'un terrain

La technique du DGPS/RTK (e.g. LAMBIEL et al. 2003, LAMBIEL & DELALOYE in prep., ROER 2003) a également été appliquée pour déterminer les déplacements (de la surface) du terrain sur les sites d'Aget et de Réchy (Becs-de-Bosson). Des points ont été marqués précisément sur des blocs (1 par bloc à Aget, 3 à Réchy) et mesurés une première fois en octobre 2001. Leurs emplacements ont été relevés une seconde fois lors de campagnes menées en juillet, respectivement octobre 2003.

La précision obtenue pour des points demeurés fixes (principalement sur roche en place) fut dans tous les cas supérieure à 3 cm, souvent de l'ordre de 0.5 à 1 cm. Le temps durant lequel une mesure

est effectuée n'étant que de quelques secondes, **100 à 200 points peuvent être mesurés en une journée** en fonction de la topographie du terrain.

Par l'utilisation de cette technique, si les points de mesures sont bien répartis dans l'espace, **les zones de compression ou d'extension du terrain en mouvement peuvent également être déterminées**. De même, à partir de trois répétitions des mesures, pour autant que les déplacements soient d'une certaine ampleur (> 5 cm environ), il devient possible d'estimer les pertes ou gains relatifs de volume du matériel en mouvement, ainsi que d'éventuelles modifications des vitesses de déplacement au cours du temps (LAMBIEL & DELALOYE in prep.).

Dans la marge proglaciaire historique du glacier d'Aget, des déplacements horizontaux allant jusqu'à 55 cm ont été observés en un peu moins de deux ans (cf. 6.4.3). A Réchy, en plus des déplacements du terrain, les mouvements de rotation en 3D des blocs ont pu être reconstitués. Les premières analyses montrent que des blocs, situés sur le front d'un glacier rocheux actif et qui se sont déplacés de plus de 2 m en deux ans, n'ont connu aucun mouvement de rotation sur eux-mêmes supérieur à 1-2 cm dans quelque direction que ce soit (LAMBIEL & DELALOYE in prep.) !
# 3ÈME PARTIE

## ETUDES DE CAS

Mesures de température du sol (cf. chap. 3), mesures de résistivité électrique (cf. chap. 4) et autres méthodes (cf. chap. 5) ont été mises en œuvre dans le cadre de l'étude des zones marginales du domaine d'existence du pergélisol de montagne. Cette 3ème partie synthétise tout d'abord les principaux résultats concernant la répartition spatiale du pergélisol dans les marges proglaciaires historiques de petits glaciers des Alpes et des Pyrénées (chap. 6). Une partie détaillée (chap. 7) est ensuite consacrée au processus de circulation d'air générant une anomalie thermique négative considérable de la partie inférieure de nombreux éboulis de basse et moyenne altitude (< 2000 m.s.m.). Dans un dernier chapitre (8), la relation entre la répartition spatiale du pergélisol observée dans des accumulations sédimentaires meubles «aérées» (éboulis, glaciers rocheux inactifs et fossiles) de haute altitude (> 2000 m.s.m.) et une possible circulation d'air interne est discutée.
# 6. RÉPARTITION SPATIALE DU PERGÉLISOL DANS LES MARGES PROGLACIAIRES DE PETITS GLACIERS ALPINS ET PYRÉNÉENS

L'introduction à la question des relations glacierpergélisol (6.1), l'énoncé de plusieurs postulats et hypothèses (6.2) et la description d'indicateurs géomorphologiques (6.3) précédent la présentation et la synthèse des principaux résultats issus des travaux menés depuis 1997 dans une dizaine de marges pro-glaciaires historiques de petits glaciers alpins et pyrénéens (6.4 - 6.5).

## 6.1 INTRODUCTION

### 6.1.1 Constats

#### 6.1.1.1 Retrait glaciaire important depuis le Petit Age Glaciaire

Depuis la fin du Petit Age Glaciaire (PAG), vers 1850, les surfaces glaciaires ont diminué de façon considérable. Si la perte est de l'ordre de 30 à 40 % pour l'ensemble des Alpes Suisses (MAISCH et al. 1999), elle est beaucoup plus importante dans les régions où les zones d'accumulation glaciaire n'avaient au PAG qu'une extension verticale réduite (fig. 6.1). Ainsi, dans certains massifs alpins, tout comme dans les Pyrénées, 80 à 90 % des surfaces glaciaires et de nombreux petits glaciers ont déjà disparu depuis le PAG (MAISCH et al. 1999, Association Moraine 2003). Une des conséquences de cet état de fait est que l'on s'intéresse parfois aux marges historiques de glaciers désormais absents (p. ex. Becs-de-Bosson).

#### 6.1.1.2 Remaniement d'anciens dépôts sédimen taires

Les dépôts morainiques des petits glaciers, qu'ils aient la forme de remparts, de bastions (fig. 6.2) ou de simples épandages, contiennent la majeure partie des matériaux provenant de l'érosion des versants susjacents durant la dernière dizaine de milliers d'années. Ils ont une origine polyphasique et ne sont pas le seul héritage du PAG. **L'avancée glaciaire du PAG, vigou reuse, a certainement remanié des dépôts préalablement construits et perturbé leur régime thermique.** Le retrait glaciaire post-PAG libère ces matériaux de l'emprise glaciaire dans une disposition spatiale et un état thermique nouveaux.

#### 6.1.1.3 Fluctuations glaciaires historiques dans la zone du pergélisol

Dans les régions alpines où se situent les marges proglaciaires investiguées, la limite inférieure de la présence discontinue de pergélisol se situe vers 2200-2500 m.s.m. dans un versant N et vers 2600-3000 m.s.m. lorsque l'orientation est au S (e.g. IMHOF 1996, PHILLIPS & REYNARD 1996, DELALOYE & MORAND 1998, LAMBIEL & REYNARD 2001). Ces limites semblent décalées d'environ 200 à 300 m vers le haut dans les Pyrénées (SERRANO et al. 2001). En raison d'oscillations climatiques qui paraissent être demeurées restreintes depuis la fin du réchauffement qui a suivi la dernière glacia tion, on peut raisonnablement supposer que ces limites n'ont que peu varié depuis ce moment-là, tout au
<figure><img src="image_90.png" /></figure>

**Fig. 6.1** Les lambeaux du glacier d'Aget (région du Petit-Combin) en juillet 2003 (cf. 6.4.3). Ce petit glacier a perdu plus de 80% de sa superficie depuis le PAG. L'altitude de la ligne d'équilibre est aujourd'hui remontée suffisamment haut pour interdire toute formation de glace. Le glacier d'Aget, comme nombre d'autres petits glaciers, est désormais dépourvu de zone d'accumulation et se trouve voué à une disparition prochaine si les conditions climatiques actuelles perdurent.

<figure><img src="image_91.png" /></figure>

**Fig. 6.2** Dépôts morainiques construits par des glaciers de cirque : à gauche, le rempart du glacier de la Tsa (région d'Arolla); à droite, l'imposant bastion créé par la confluence des glaciers du Ritord et de l'Epée (massif du Grand-Combin) (cf. 6.4.2). Ces constructions, entaillées de chenaux de laves torrentielles, sont toutes deux situées au-dessus de la limite inférieure régionale du pergélisol discontinu. (Photos : oct. 2000 et sept. 1997)

plus dans un intervalle de +/- 200 m. Ceci signifie que les conditions périglaciaires observées de nos jours étaient à peu de choses près les mêmes au début du PAG et que l'extension de nombreux petits glaciers (ou même de plus grands glaciers dans les zones internes plus sèches des Alpes) s'est produite exclusive-

ment à l'intérieur du domaine du pergélisol discontinu, donc sur des terrains potentiellement gelés. D'innombrables glaciers rocheux actifs et parfois inactifs ont par ailleurs été partiellement ou complètement recouverts par des glaciers durant le PAG (HAEBERLI 1985, BARSCH 1996) (fig. 6.3).
<figure><img src="image_92.png" /><figcaption>**Fig. 6.3** Recouvrement d'un glacier rocheux inactif (rides claires au centre de la photo) par les dépôts morainiques PAG (sombres) du glacier de la Trouye (massif du Grand-Combin), site voisin de celui du Ritord (cf. fig. 6.9).</figcaption></figure>

### 6.1.1.4 Intérêt pour une amélioration des connaissances

Motivé par l'inconnue que représente le pergélisol dans les problèmes de stabilité posés par certains bas-tions morainiques, il existe un intérêt certain pour l'amélioration des connaissances portant sur la répartition et la nature de la glace présente dans les dépôts morainiques de haute altitude. Des laves torrentielles y ont ainsi leur origine sans que leur cause puisse être clairement établie : ce cas de figure s'est présenté par exemple en juillet 1990 sur une moraine du glacier du Dolent (LUGON et al. 2000) en l'absence de précipitations notables ou de rupture de poche d'eau sous-glaciaire. Quelle est la part de responsabilité du pergélisol dans le déclenchement de ce type d'évènement ? Dans le cas de la moraine du Dolent, DYSLI (2001) lui attribue un rôle prépondérant. Toutefois, cet auteur part du principe que la moraine avait gelé profondément (jusqu'à 30-40 m) sous le glacier durant le PAG, ce dont on peut toutefois douter en raison de l'état probablement tempéré du glacier.

Rares sont les travaux qui ont conduit à la cartographie de la répartition de la glace dans des marges glaciaires de haute altitude. Le site le plus connu est certainement celui du glacier de Gruben (vallée de

Saas, Alpes valaisannes), en raison de la formation de nombreux lacs de barrage glaciaire et thermokarstiques (e.g. VONDER MÜHLL et al. 1996, KÄÄB et al. 1997), où une partie couverte et préservée du glacier PAG repose sur le dos d'un glacier rocheux actif. C'est également à Gruben que HAEBERLI (1979) a décrit pour la première fois l'existence d'une moraine de poussée gelée dans les Alpes, sans qu'il ne s'agisse toutefois du cas le plus explicite. Il faut ensuite surtout mentionner le traitement approfondi et convaincant du problème proposé par EVIN, ASSIER & FABRE dans les Alpes françaises méridionales (e.g. EVIN & ASSIER 1983, EVIN & FABRE 1990, EVIN 1991, 1992a, b) et au Canada (EVIN et al. 1997), ainsi que les travaux récents de KNEISEL réalisés dans la partie orientale des Alpes Suisses et en Scandinavie (KNEISEL 1998, 1999, 2003a, b, d, KNEISEL et al. 2000a).

## 6.1.2 Problématique retenue

Dans les Alpes, tout comme dans les Pyrénées, de nombreux petits glaciers (de cirque) se sont avancés durant le Petit Age Glaciaire (PAG) (~1350-1850) sur des terrains meubles caractérisés par la présence préalable de pergélisol. **Quelles en ont été les conséquences sur l'état thermique et sur la répartition spatiale des corps gelés ?**
Pour y répondre, l'étude comparative de plusieurs terrains a été privilégiée dans le but de mettre en évidence les processus récurrents. Des mesures thermiques et de résistivité électrique du sol ont systématiquement été effectuées, plus ou moins intensivement selon les cas. Les travaux ont prioritairement visé à établir **comment le pergélisol se répartit dans une marge proglaciaire PAG** (appelée aussi marge proglaciaire historique dans le texte). Plus précisément, et afin de cerner les processus qui ont régi les interactions entre glacier et pergélisol, la démarche a consisté, sur la base des mesures réalisées, à :

- prospecter l'existence de glace dans le sous-sol du système morainique historique du glacier,

- déterminer les types de glace rencontrés,

- cartographier leur répartition,

ceci dans le but de pouvoir retracer l'histoire du dépôt sédimentaire.

Comme, dans les grandes lignes, les résultats obtenus ne font que confirmer ceux apportés notamment par EVIN (et al.) et KNEISEL (cf. liste bibliographique), l'accent est porté sur les particularités spécifiques de chacun des sites étudiés, sans nécessairement s'attarder sur l'ensemble des mesures qui y ont été effectuées. Ce chapitre s'inspire en grande partie d'un article rédigé récemment pour le Bulletin de l'Association Française du Périglaciaire (DELALOYE et al. 2003a).

### 6.1.3 Sites choisis et historique des travaux

Les sites étudiés ont été choisis en fonction de leur intérêt géomorphologique (recouvrement de glaciers rocheux, présence de moraines de poussée, etc.) et non pas sur la base de leur potentiel d'instabilité. Les premiers terrains prospectés furent ceux du Ritord en 1997 (DELALOYE & DEVAUD 2000) et d'Aget en 1998 (DEVAUD 1999, DELALOYE & DEVAUD 2000, REYNARD et al. 2003), que j'avais découvertes en inventoriant les glaciers rocheux de la région d'Entremont (DELALOYE & MORAND 1997). En 1998, s'est également ajouté le site du Sanetschhorn (Creux de la Lé) (DEVAUD 1999, DELALOYE & DEVAUD 2000), identifié par IMHOF (1994) en tant que possible glacier rocheux. En 2000 et 2001, j'ai participé aux recherches menées par mes collègues lausannois dans les marges des glaciers de La Chaux et de Becca d'Agè (MARESCOT et al. 2003, REYNARD et al. 2003). En 2001, une campagne de mesure a été menée dans les marges des glaciers du Posets et de La

Paül dans les Pyrénées centrales espagnoles (LUGON et al. 2003, in prep.). Finalement, en 2002, j'ai souhaité répéter et compléter les mesures de résistivité électrique réalisées par TENTHOREY (1993) et GERBER (1994) douze ans plus tôt dans les parties des glaciers rocheux des Becs-de-Bossons (Réchy) et de Lona qui avaient été recouvertes par des appareils glaciaires durant le PAG (DELALOYE et al. 2003b, MÉTRAILLER et al. 2003, MÉTRAILLER, in prep.).

## 6.2 POSTULATS ET HYPOTHÈSES

Plusieurs postulats et hypothèses sous-tendent l'aproche de la question des relations glacier - pergélisol dans les marges proglaciaires PAG des glaciers (de cirque) de haute altitude. Ils découlent essentiellement des conclusions apportées par les auteurs mentionnés sous 6.1.1.4 :

- L'avancée du PAG a pu se produire sur des terrains préalablement gelés (pergélisol), souvent sur des glaciers rocheux. Cette récurrence glaciaire a modifié la répartition spatiale et/ou l'état thermique du pergélisol préexistant.

- Le PAG a connu plusieurs phases d'avancée et de retrait glaciaire.

- Les petits glaciers sont supposés avoir été tempérés ou légèrement froids (en particulier dans leurs marges).

- En présence préalable de pergélisol, les glaciers ont pu pousser devant eux des corps de matériaux gelés. Dans leurs marges froides, les glaciers ont pu se souder aux matériaux sédimentaires gelés et les entraîner avec eux.

- Dans les parties où le glacier était tempéré, on peut émettre l'hypothèse que, recouvrant une zone de pergélisol, l'appareil glaciaire ait eu tendance à dégrader thermiquement le sol gelé préexistant. Sous un glacier tempéré, il se produit en effet d'importantes circulations d'eau, donc des apports de chaleur (latente) considérables.

- Des corps de sédiments gelés pré-PAG peuvent avoir «thermiquement» résisté au recouvrement glaciaire du PAG, mais pourraient aussi se trouver parfois profondément enfouis. Dans certains cas, ils peuvent favoriser au-dessus d'eux la préservation d'importantes quantités de glace morte, elles-mêmes protégées par une épaisse couche de moraine superficielle.
- Lorsque le glacier ne dépasse pas quelques mètres d'épaisseur (il empêche alors le réchauffement estival du sol au-dessus de 0°C, mais permet partiellement son refroidissement hivernal) ou lorsqu'il s'est défini-tivement retiré, un néo-pergélisol peut se former dans les couches proches de la surface.

Pour résumer et reprendre les termes de l'hypothèse générale de cette thèse (cf. 1.2), on peut supposer que par les effets mécaniques et thermiques de l'avancée glaciaire du PAG, la répartition actuelle du pergélisol dans et aux abords immédiats de la marge proglaciaire historique d'un glacier d'altitude élevée peut être atypique, dans le sens où deux types d'«anomalies» peuvent prévaloir :

- la présence de pergélisol là où les conditions du bilan d'énergie ne sont propices ni à sa formation ni à sa préservation; le terrain gelé est alors soumis à un réchauffement plus ou moins rapide et marqué;

- à l'inverse, l'absence de pergélisol dans des lieux qui pourraient lui être favorables; dans ce cas, la reformation d'un pergélisol à partir de la surface est possible.

## 6.3 INDICATEURS GÉOMORPHOLOGIQUES

L'utilisation d'indicateurs géomorphologiques permet une interprétation cohérente du paysage proglaciaire, mais aussi et surtout des mesures géophysiques effectuées. Les éléments les plus utiles à la compréhension des marges proglaciaires sont présents ci-dessous; leur définition se base essentiellement sur les observations réalisées sur les différents terrains étudiés. La littérature traitant des dépôts sédimentaires caractéristiques des petits glaciers étant plutôt rare, certaines notions sont peut-être utilisées dans un sens légèrement différent des définitions classiques (e.g. HAMBREY 1994, BENN & EVANS 1998).

### 6.3.1 Moraine de fond

Un mélange de matériaux plus ou moins émoussés, contenant une part notoire de fraction fine, constitue la moraine de fond (sensu lato). Des blocs striés sont souvent présents. Des affleurements rocheux fraîchement abrasés peuvent émerger. Ce type de matériel indique un dépôt sous-glaciaire. L'existence de restes d'un glacier enfouis sous un tel matériel de surface est forte-ment improbable. La présence d'un pergélisol est par contre possible.

Dans le cas des petits glaciers prospectés, la moraine de fond n'a, en général, que très peu été remaniée par des écoulements d'eau. Il n'y a pour ainsi dire pas non plus d'épandage fluvio-glaciaire et la moraine est encore intacte. Le matériel grossier qui compose une moraine de fond présente donc souvent un arrangement directionnel préférentiel reproduisant le cheminement de l'écoulement glaciaire.

### 6.3.2 Moraine flûtée

Une moraine de fond prend parfois l'aspect d'une moraine flûtée (ou moulurée).

Les flûtes sont des amoncellements étroits (1-2 m), longs de plusieurs dizaines de mètres mais ne dépassant pas quelques dizaines de centimètres de hauteur (e.g. MENZIES & SHILTS 1996). Elles seraient créées par compression (pincement) d'une moraine de fond saturée en eau par suite du décollement basal du gla-cier au franchissement d'un obstacle (un gros bloc émergeant de la moraine de fond par exemple), les matériaux s'accumulant dans l'espace libéré (HAMBREY 1994). Les flûtes sont parallèles à la direction d'écoulement du glacier. Elles sont le signe de l'état tempéré de la base du glacier sous lequel elles se sont mises en place, bien que leur formation ne puisse tou-tefois être exclue sous un glacier partiellement froid (HAEBERLI 1979).

D'autres types de dépôts morainiques ont cepen-dant un aspect linéaire similaire (un alignement de blocs par exemple) sans qu'il ne s'agisse d'accumulations à l'arrière d'obstacles. Difficiles à distinguer sur place, ils deviennent par contre évidents dès que l'on s'en éloigne ou lorsque l'on observe une photographie aérienne. Quelle qu'en soit leur origine, ces dépôts sont caractéristiques des moraines de fond ou mixtes (voir ci-après) et témoignent systématiquement de la direction d'écoulement du glacier (n°2 sur fig. 6.13).

### 6.3.3 Moraine d'ablation (d'origine supra-glaciaire)

Il existe plusieurs utilisations du terme moraine d'ablation (e.g. CAMPY 1982). Je définis uniquement par cette notion un dépôt constitué essentiellement de blocs anguleux disposés de manière chaotique et déposés à la suite de la fonte totale ou partielle de la glace. Le transport des blocs s'est effectué par mode supra- ou intra-glaciaire. Lorsqu'un tel matériel com-pose la surface du sol, il est possible que des restes de glacier soient préservés, enfouis à faible profondeur.
### 6.3.4 Moraine mixte

J'introduis la notion de moraine mixte pour décrire la présence d'un mélange de moraine de fond et d'ablation. Ce type de dépôt atteste d'une part que le glacier ayant abandonné ce matériel était faiblement chargé en matériaux rocheux et d'autre part, que très probablement ce glacier a complètement disparu et qu'aucun reste n'est préservé, enterré sous une couverture de blocs.

### 6.3.5 Moraine de poussée s. s. (push moraine)

Il s'agit d'un terme qui peut prêter à confusion en raison de son emploi très diversifié (et justifié) (e.g. VAN DER WATEREN 1996). Il est repris ici dans le seul sens utilisé par HAEBERLI (1979, 1983, 1985) : les moraines de poussée s. s., appelées aussi moraines de refoulement par EVIN (1992b), sont des sédiments gelés poussés, écrasés, «glacio-tectoniquement déformés» par l'avancée d'un glacier (partiellement) froid (fig. 6.4, 6.6, 6.7). Dans le sens de cette définition, il faut également comprendre que les volumes de matériaux gelés déplacés sont importants (ordre de grandeur : plusieurs dizaines de milliers de m³ au moins) et qu'on ne parle pas ici de petites rides de poussée, telles que celle illustrée à la fig. 6.5, qui peuvent néanmoins avoir été partiellement gelées au moment de leur mise en place.

Deux types au moins de moraines de poussée doivent être distinguées selon leur position par rapport au glacier : des moraines de poussée frontales découlant essentiellement de la pression exercée par la partie terminale du glacier sur un corps gelé (fig. 6.4) et des moraines de poussée latérales (fig. 6.6, 6.7) qui, mise à part une déformation générée par la pression du glacier, ont dû être en partie construites par un cisaillement latéral du matériel gelé.

Il n'y a très probablement aucune moraine de poussée en formation actuellement dans les Alpes ou les Pyrénées et toutes celles que l'on peut observer aujourd'hui aux abords des marges proglaciaires historiques se sont certainement mises en place, sans témoin, durant le PAG (ou lors d'une période holocène froide précédente).

### 6.3.6 Rétro-fluage de moraine de poussée

Tout comme une moraine, une moraine de poussée peut être construite dans une contre-pente. Une fois le glacier retiré, s'amorce un rétro-fluage (ou glissement ?) de tout ou partie du terrain gelé (fig. 6.7). Ce mouvement de rééquilibrage affecte fréquemment le flanc interne des moraines de poussée latérales. A Gruben, une large portion de la partie du glacier rocheux qui est recouverte par une gangue de glace abandonnée par le Grubengletscher flue à contresens à une vitesse atteignant jusqu'à 2 m par année (KÄÄB et al. 1997).

<figure><img src="image_93.png" /></figure>

**Fig. 6.4** Moraine de poussée s.s. au front de la marge proglaciaire historique du glacier de La Paûl (2740 m.s.m.), Pyrénées centrales espagnoles (cf. 6.4.8), vue du Collado de La Paûl. (Photo : C. LAMBIEL, septembre 2001)
<figure><img src="image_94.png" /></figure>

**Fig. 6.5** Ride de poussée post-PAG du glacier du Sanetschhorn (à l'emplacement du n°5 sur fig. 6.23). De 1 à 2 m de hauteur, la ride est longue de plus de 500 m; la position redressée des blocs (moraine d'ablation) sur le côté amont (à droite) est un arrangement certainement lié à la lente fonte du glacier sous-jacent et donc contemporain ou postérieur à la formation de la ride. Il n'y a plus de glace aujourd'hui. (Photo : C. LAMBIEL)

<figure><img src="image_95.png" /></figure>

**Fig. 6.6** Moraine de poussée latérale du Beaufort en rive gauche du glacier de l'Epée, sur le site du Ritord (localisation, n°7 sur fig. 6.13 et 6.16). (Photo : août 2003)
<figure><img src="image_96.png" /><figcaption>**Fig. 6.7** L'ensemble de moraines de poussée latérales P1 dans les racines du complexe glacier/glacier rocheux des Becs-de-Bosson (Val de Réchy) (localisation, cf. fig. 6.29) : une multitude de rides arrondies et de sillons plus ou moins parallèles à la direction d'écoulement du glacier (flèche) et dont la partie interne reflue (pointes de flèche) actuellement en direction de la dépression D2 (DELALOYE et al. 2003b). (Photo : août 2002)</figcaption></figure>

## 6.4 PRINCIPAUX RÉSULTATS

Les mesures de résistivité électrique forment l'os-sature de la prospection de corps gelés dans les marges proglaciaires en raison de la capacité de cette méthode à déterminer leur agencement géométrique et leurs caractéristiques majeures. Les courbes de sondages électriques verticaux peuvent se regrouper selon la typologie interprétative proposée sous 6.4.1. Les résultats discutés pour chaque site dans les sections 6.4.2 à 6.4.7 sont interprétés sur cette base.

### 6.4.1 Typologie interprétative

Comme indiqué dans la section 4.2, l'aspect de la courbe d'un sondage électrique vertical est souvent plus parlante que les valeurs mesurées dans l'absolu. Une fois prises en compte les possibles hétérogénéités longitudinales de la composition du terrain (cf. 4.2.6), la centaine de sondages réalisés dans des marges proglaciaires peut être répartie en 6 groupes principaux (fig. 6.8) à partir desquels, en lien avec les relevés thermiques de la surface du sol et les aspects géomorphologiques du site, il est possible de proposer une interprétation relativement fiable. Les caractéristiques thermiques (BTS, WEqT, MAGST, cf. 3.2, 3.3) qui sont indiquées dans cette typologie supposent que les conditions hivernales ou annuelles de la température du sol sont «moyennes».

#### (a) Type A :

Les courbes des sondages appartenant à ce groupe comportent fréquemment un effet de sur-pente initiale (cf. 4.2.2) et une résistivité apparente (pa) maximale comprise entre 100 et plus de 1000 kΩm. Ils indiquent la présence de **glace massive** (le plus souvent d'origine glaciaire) très **proche de la surface**. BTS et WEqT ont été mesurées entre -1°C (Sanetschhorn, Petit-Combin, cf. 3.3.3) et -8°C (Ritord) et semblent refléter l'état thermique du corps de glace; MAGST est le plus souvent négative et tend à être plus froide qu'alentour (cf. fig. 6.14). Les températures d'été peuvent demeurer fraîches (cf. 3.3.3).

Des sondages de **type A** ont principalement été relevés **sur des glaciers couverts** (cf. fig. 4.1), **sur des plaques de glace** (cf. 2.5, pour la terminologie, et fig. 4.1) et **sur les faces internes de moraines de poussée latérales** (cf. fig. 4.2).

#### (b) Type B :

Il s'agit d'un continuum décroissant du type A, mais qui ne comporte pas d'effet de sur-pente initiale : la couverture de sédiments (couche active) dépasse probablement 2 m d'épaisseur. La résistivité spécifique du corps gelé résistant est le plus
<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>**Fig. 6.8** Courbes typiques de sondages électriques verticaux dans et aux abords immédiats d'une marge proglaciaire historique (explanations, cf. texte).</figcaption></figure>

souvent comprise entre 100 et 500 kΩm. BTS et WEqT sont généralement froides (< -3°C) et MAGST est souvent plus élevée (d'environ 1°C) que dans le type A, restant néanmoins très légèrement négative (-0.5 / -1°C).

Le type B est interprété comme un sédiment gelé, épais et froid, dans lequel la présence de glace d'origine glaciaire ne peut être exclue. De tels sondages ont essentiellement été obtenus **dans les zones externes des moraines de poussée** (Ritord, Lona) et, parfois, dans la partie amont de certains glaciers rocheux directement issus de la marge proglaciaire (Ritord).

### (c) Type C :

pa est relativement élevée au départ de la courbe en raison de la présence d'une **couche de blocs débarrassée de matériaux fins**. pa baisse ensuite, indiquant une **couche active épaisse** (environ 5 m), avant de dessiner une «cloche»; la couche cau-

sant cette élévation de pa est dotée d'une résistivité de l'ordre de 10 à plus de 100 kΩm et est souvent peu épaisse (10-20 m). BTS et WEqT peuvent varier (entre -1°C mesuré à Aget et -5°C environ au Ritord) selon la composition de la surface et l'état thermique du pergélisol sous-jacent. Il en va de même pour MAGST.

Le type C indique la présence d'un sédiment gelé, sans niveau de glace massive proche de la surface, qui n'a pas été recouvert par un glacier durant le PAG (faute de quoi la couche de blocs superficielle serait absente ou comblée de matériaux morainiques fins). Les deux cas reportés sur la figure 6.8 ont été relevés dans de telles zones intactes : à savoir, dans la partie distale (ancienne) de la branche S du glacier rocheux du Six Noir issu de la marge proglaciaire du Ritord (Ri-S18, cf. fig. 2.6, 6.9) et dans un éboulis s'appuyant sur la moraine latérale gauche (peu visible) du glacier d'Aget, au pied du Mont-Rogneux (Ag-S09, cf. fig. 6.15).
### (d) Type D :

La couche superficielle de blocs est absente et l'on ne constate une réelle augmentation de pa qu'à partir de O-A = 8-10 m. La résistivité spécifique des matériaux (gelés) enfouis est de 20 à plus de 200 kΩm, leur épaisseur souvent supérieure à 20 m. BTS et WEqT se situent souvent entre 0 et -2°C; MAGST vaut environ 0°C ou est légèrement positive.

Les quatre courbes proposées (fig. 6.8) ont été mesurées dans des zones recouvertes durant le PAG par des glaciers peu chargés de débris rocheux, comme en témoigne la présence généra- lisée de moraine de fond ou mixte (Aget, La Chaux, Réchy/Becs-de-Bosson). Les courbes de sondage indiquent souvent que l'épaisseur de la couche de surface non gelée dépasse 5 m. Il n'est pas certain qu'elle gèle entièrement durant l'hiver. Ce type D indique soit le réchauffement (fonte) d'un terrain gelé (pergélisol) par le glacier PAG tempéré, soit la dégradation thermique actuelle d'un corps gelé poussé ou entraîné par le glacier vers un emplace- ment défavorable à sa préservation : dans les deux cas, le réchauffement intervient ou est intervenu depuis la surface.

### (e) Type E :

pa s'élève à partir de O-A = 3-4 m, indiquant la présence d'un corps résistant déjà vers 2-3 m de profondeur. La résistivité spécifique de ce der- nier est de l'ordre de 10 à 50 kΩm; BTS et WEqT sont le plus souvent comprises entre -0.5 et -2°C. MAGST est supérieure à 0°C.

En raison de la présence du corps résistant proche de la surface, ce type de courbe est inter- prété soit comme un pergélisol en formation, soit comme un pergélisol d'origine sous-glaciaire qui s'est mis en place lorsque le glacier n'avait plus que quelques mètres d'épaisseur. Dans les deux cas, le refroidissement intervient (est intervenu) depuis la surface.

### (f) Type F :

Ce type de courbe indique l'absence certaine de sédiments gelés. BTS et WEqT sont de l'ordre, sauf exception, de 0 à -1°C. MAGST est générale- ment supérieure à +1°C.

Un certain nombre de courbes de sondages ne cor- respondent cependant pas à ces 6 types principaux. Leur interprétation, même complétée de données ther- miques et géomorphologiques, est souvent difficile à envisager convenablement.

## 6.4.2 Challand /Ritord / Epée : un site complexe

Le cas de la Combe de Challand (massif du Grand- Combin), avec son système morainique conjoint des glaciers du Ritord et de l'Epée (2700-3100 m.s.m., orientation W, fig. 6.9-10), est sans doute l'un des plus complexes rencontré dans le cadre de cette recherche.

### 6.4.2.1 Principaux résultats

Sur ce terrain, où 15 sondages électriques verticaux ont été effectués dans un premier temps (fig. 6.11), la cartographie de la résistivité électrique par traîné (fig. 6.12) s'est révélée adéquate pour déterminer approxi- mativement l'extension du Glacier de l'Epée dont il n'est pas possible de délimiter visuellement le con- tour en raison d'une couverture continue et épaisse de matériaux détritiques. Il s'avère que, sous son man- teau morainique (fig. 6.13-14), le glacier de l'Epée occupe encore presque complètement la surface qui devait être la sienne à l'apogée du PAG (fig. 6.11) bien que son volume ait considérablement diminué.

L'extrémité de la langue principale du glacier de l'Epée est difficile à délimiter précisément et pourrait faire place, à l'aval du centre de Ri-S09 (fig. 6.11), à de seuls sédiments gelés. La succession Ri-S08 - Ri-S09-up (fig. 6.15) démontre le biseautage (dimi- nution d'épaisseur) rapide du glacier sous une faible couverture morainique. A l'aval du centre de Ri-S09, l'épaisseur de cette couverture s'accroît par ailleurs considérablement (4-5 m). Ces résultats indiqueraient l'absence du glacier et uniquement la présence de sédiments gelés. Comme il est évident que toute cette zone a été recouverte par le glacier de l'Epée (moraine d'ablation généralisée), il est probable que ces sédi- ments aient gelé sous le glacier lorsqu'il était encore présent. Ceci indiquerait que le glacier de l'Epée, dans ses marges du moins, était encore récemment un gla- cier froid. Ce pergélisol serait d'origine sous-gla- ciaire, le glacier (froid) ayant toutefois aujourd'hui disparu.

Le **glacier du Ritord** a quant à lui connu un retrait important depuis le PAG. Il laisse devant lui
<figure><img src="image_98.png" /><figcaption>**Fig. 6.9** Localisation topographique du site de Challand / Ritord (A) avec les glaciers du Ritord (R) et de l'Epée (E). B = photo fig. 6.3. Quadrillage kilométrique. Extrait des cartes nationales de la Suisse 1 : 25'000, feuilles n°1345 (Orsières) et 1346 (Chanrion) mises à jour en 1988. Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).</figcaption></figure>

une grande étendue de moraine de fond (flûtée) (fig. 6.16). Du **pergélisol** n'a été détecté qu'**aux marges de la zone couverte par le glacier durant le PAG** (fig. 6.12, 6.17). Le glacier du Ritord était donc en grande partie tempéré.

D'imposantes **moraines de poussée latérales** (n° 4 et 7 sur fig. 6.13 et 6.16) sont également présentes aux abords des zones couvertes par les deux glaciers. De la **glace massive** (glaciaire) a pu être observée sur les flancs internes de ces deux formations (fig. 6.16).
<figure><img src="image_99.png" /><figcaption>**Fig. 6.10** Vue d'ensemble du site Challand / Ritord. Ri-S02, cf. 4.2.5. Description géomorphologique, cf. fig. 6.16. Photo : Office fédéral de topographie, LK 283 – 66/7986, 7 sept. 1988; reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA045056).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_100.png" /><figcaption>**Fig. 6.11** Localisation des sondages électriques verticaux sur le site du Ritord. Extensions «actuelle» et PAG maximale supposée des glaciers du Ritord et de l'Epée.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_101.png" /><figcaption>**Fig. 6.12** Cartographie par traîné de la résistivité apparente du sol dans la marge historique des glaciers du Ritord et de l'Epée (configuration de Wenner, a = 30 m, profondeur d'investigation estimée : 10-20 m; interpolation : krigeage, cf. 4.3).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_102.png" /></figure>

**Fig. 6.13** Aperçu partiel de la marge proglaciaire conjointe des glaciers du Ritord et de l'Epée, vue depuis le Six Rouge (2881 m.s.m.) en direction du Beaufort (3047 m.s.m.) distant d'environ 1 km. (Photo : août 2002).

La ligne continue délimite l'extension latérale maximale atteinte en rive gauche par le glacier de l'Epée durant le PAG.

La ligne discontinue distingue deux plans de la photo. Au premier plan (les chiffres sont identiques à ceux de la figure 6.16) :

4. Moraine de poussée du Six Rouge.

Au second plan :

2. Moraine de fond du glacier du Ritord.

6. Glacier couvert de l'Epée.

7. Moraine de poussée du Beaufort.

8. Langue principale du glacier couvert de l'Epée.

9. Langue secondaire du glacier couvert de l'Epée.

10. Moraine de poussée pincée.

Cercle blanc = localisation fig. 6.14.

<figure><img src="image_103.png" /></figure>

**Fig. 6.14** Entaille ouverte par un cours d'eau supraglaciaire dans le glacier couvert de l'Epée. Le flanc qui s'érode thermiquement atteint 5 à 10 m de hauteur et est entièrement composé de glace (glaciaire). La couverture de débris fait environ 1 m d'épaisseur. Photo (août 2003) prise 100 m au SSE du n°10 sur fig. 6.16, en direction du SW, voir aussi fig. 6.13.

### 6.4.2.2 Scénario hypothétique de mise en place du paysage actuel

Les observations et mesures réalisées permettent d'esquisser un scénario de mise en place du paysage actuel selon les hypothèses proposées ci-dessous, les numéros entre parenthèses référant aux figures 6.13 et 6.16. Ce scénario soulève cependant plusieurs questions, notamment d'ordre chronologique, qui ne peuvent être résolues sur la base des informations à

disposition. Il s'agit donc d'un modèle qui nécessite discussions et approfondissements ultérieurs et qui n'a en aucun cas la prétention d'être un résultat définitif.

#### (a) Phase PAG 1

Durant le PAG, le glacier du Ritord (1) sort de son cirque (2) et s'avance dans un premier temps en ligne droite jusqu'en bordure du bastion morainique (fig. 6.2) construit par les précédentes avancées glaciaires
<figure><img src="image_104.png" /></figure>

Fig. 6.15 Sondages Ri-S08 (symétrique) et Ri-S09 (dissymétrique) dans la partie terminale du glacier couvert de l'Epée.

<figure><img src="image_105.png" /></figure>

**Fig. 6.16** Quelques aspects géomorphologiques de la marge proglaciaire conjointe des glaciers du Ritord et de l'Epée. 1. Glacier du Ritord (partie terminale couverte). 2. Moraines flûtées (ou directionnelles). 3. Moraine de fond (îlot). 4. Moraine de poussée du Six Rouge. 5. Débordement de matériaux au delà du col du Six Rouge. 6. Glacier couvert de l'Epée. 7. Moraine de poussée du Beaufort. 8. Langue principale du glacier couvert de l'Epée. 9. Langue secondaire du glacier couvert de l'Epée. 10. Moraine de poussée pincée. 11. Glacier rocheux bifide. 12. Six Noir. 13. Secteur actuellement sans glace. 14. Zone gelée (avec glace de glacier ?) en glissement rotationnel, la courbe indique le front de la masse en mouvement. Carrés blancs : affleurements de glace massive observés en 1997 et 1999 dans le flanc interne de moraines de poussée. Photo : Office fédéral de topographie, LK 283 – 66/7986, 7 sept. 1988; reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).
holocènes. Il participe à la mise en place de la moraine de fond située actuellement entre les deux langues du glacier de l'Epée (3). Sur sa rive droite, il emporte des corps de sédiments gelés (glacier rocheux ?) et se couvre également de débris. Le glacier de l'Epée semble en retard. Est-il contraint d'évacuer au débouché de son cirque une masse considérable de matériaux gelés qu'il abandonnera plus loin en édifiant l'imposante moraine de poussée du Beaufort (7) ?

### (b) Phase PAG 2

Lorsque le glacier de l'Epée (6) rejoint ensuite le glacier du Ritord, il repousse ce dernier en direction du nord, avec deux conséquences : à la jonction des deux glaciers, des sédiments gelés sont entraînés pour former une moraine de poussée pincée entre les deux langues de glace (10); en rive droite du glacier du Ritord, des matériaux gelés sont eux aussi repoussés vers le nord (moraine de poussée du Six Rouge, 4) et se retrouvent déposés à proximité d'un col qu'une partie d'entre eux franchiront (5).

En s'avançant, la langue du glacier de l'Epée se sépare en deux digitations (8, 9). Une partie du glacier

se déverse en rive gauche (9) en direction du Six Noir, où elle vient s'appuyer sur le dos d'un glacier rocheux bifide (11) contraint de diffuer par l'éperon rocheux du Six Noir (12).

### (c) Situation actuelle

Depuis le PAG, le glacier du Ritord s'est forte-ment retiré. Des lambeaux du glacier sont encore pré-servés dans le flanc interne de la moraine de poussée du Six Rouge. Quant au glacier de l'Epée, il a perdu un volume considérable probablement en raison d'une couverture de blocs qui n'est pas suffisamment épaisse (fig. 6.14) pour le préserver complètement de la cha-leur estivale et de la fonte. Un pergélisol sous-glaciaire semble se former (ou subsister) dans la partie termi-nale du glacier.

La partie commune des deux langues du glacier rocheux du Six Noir (Ri-S16, cf. fig. 6.8B) et la partie sommitale de sa langue N (Ri-S17up, cf. fig. 4.3) sem-blent encore occupées par une carapace de glace d'ori-gine glaciaire. Le haut de cette zone de recouvrement s'est toutefois détaché de la langue glaciaire principale (13) (entre les capteurs 8 et 9, fig. 6.17) et s'est trouvé

<figure><img src="image_106.png" /><figcaption>**Fig. 6.17** Marge des glaciers du Ritord et de l'Epée : interprétation proposée de l'état actuel du site et MAGST durant l'année 2002 (valeurs proches de la moyenne 1998-2003, cf. fig. 3.18).</figcaption></figure>
entraîné dans un mouvement ressemblant à un glissement de type rotationnel (14), comme en témoignent l'orientation des blocs et le front extrêmement raide et relevé de la zone en mouvement que l'on peut observer sur place.

La figure 6.17 tente de résumer ce propos et y inclut les valeurs de MAGST mesurées sur le site.

### 6.4.2.3 Principales questions soulevées

- La distinction entre deux phases PAG se fonde sur la présence de moraine de fond entre les deux langues actuelles du glacier couvert de l'Epée (3). A-t-elle réellement été déposée par le glacier du Ritord et non par celui de l'Epée ?

- Comment s'explique la différence de rythme entre les deux glaciers ? Est-elle uniquement due à la charge en débris rocheux plus importante du glacier de l'Epée ?

- Les flancs externes des moraines de poussée du Beaufort et du Six Rouge ne semblent pas contenir de glace d'origine glaciaire récente (résistivité inférieure à 200 kΩm). S'agit-il de dépôts morainiques holocènes pré-PAG qui ont gelé sur place et qui ont été faiblement remaniés par l'avancée glaciaire PAG ? Ou s'agit-il de sédiments gelés qui, pour être dans la position qui est la leur actuellement, doivent avoir parcouru plusieurs centaines de mètres, entraînés par leur glacier respectif ?

- Quelle a été l'influence de la poussée glaciaire sur la dynamique du glacier rocheux bifide du Six Noir ? Sa vitesse de déformation s'est-elle momentanément accélérée ? Dans un tel cas, on pourrait dès lors s'attendre à une inactivation dynamique post-PAG du glaciaire rocheux (cf. 2.4).

### 6.4.3 Grand-Aget / Rogneux : rétro-fluage d'une moraine de poussée ?

A quelques km au nord du précédent site, le glaciaire d'Aget (cf. fig. 6.1) s'étendait à l'apogée du PAG entre 3050 et 2760 m.s.m. dans une vaste combe orientée vers le NE, enchâssée entre le Grand-Aget (3133 m.s.m.) et le Mont-Rogneux (3083 m.s.m.) (fig. 6.18). En l'absence de hauts versants rocheux producteurs de gélifracts, le glacier d'Aget n'a que très peu été couvert de débris durant le PAG, comme en témoigne la présence généralisée de moraine de fond dont la disposition reflète la direction du courant glaciaire (fig. 6.19). Seuls le talweg et la rive gauche du vallon

ont été investigués car les dépôts sédimentaires sont absents de la rive droite (fig. 6.19).

#### 6.4.3.1 Résultats des mesures

Deux sondages électriques verticaux (Ag-S03, Ag-S04 (cf. fig. 6.8), localisation fig. 6.20), de type F selon 6.4.1, et des mesures BTS ont révélé que la partie inférieure de la rive gauche de la marge proglaciaire n'est pas gelée actuellement (DEVAUD 1999) en dépit du fait que cette zone montre des signes évidents de fluage post-PAG (zone B, fig. 6.19).

La partie amont de la rive gauche (zone A) est quel- que peu différente, non pas parce que le terrain flue en direction du fond du vallon (fig. 6.19, 6.20, 6.21) avec une vitesse superficielle de l'ordre de 10 à 30 cm/a (déterminée par DGPS/RTK, LAMBIEL & DELALOYE in prep., cf. 5.4.2), mais parce que ce terrain contient encore un pergélisol profond. Les sondages électriques Ag-S06 et Ag-S08 (cf. fig. 6.8, localisation fig. 6.20) appartiennent au type D et indiquent la présence d'un terrain gelé d'une vingtaine de mètres d'épaisseur (résistivité spécifique entre 50 et 200 kΩm) sous une couche de 6 à 8 m de sédiments non ou seulement faiblement gelés (3-10 kΩm). Les températures moyennes annuelles du sol relevées en 2002, année moyenne, oscillaient entre -0.4 et +1.3°C (fig. 6.20). Il est intéressant de noter que ce secteur n'est pas directement lié à une source de débris rocheux. Le versant qui le domine n'a qu'une faible ampleur et ne produit que très peu de gélifracts. Un sillon d'environ 5 m de profondeur (rempli de neige sur la fig. 6.19, au-dessus de la marque 2890 m) sépare le pied du versant et la zone A.

Entre les deux zones de fluage (A et B), un secteur restreint comporte encore un corps gelé (5-10 m d'épaisseur, 10-20 kΩm) localisé au-dessous de 3.5 à 4 m de profondeur (Ag-S07) (fig. 6.20).

#### 6.4.3.2 Hypothèse proposée et questions

L'hypothèse avancée pour expliquer la situation observée dans la marge du glacier d'Aget serait que ce dernier, lors de sa crue du PAG, a recouvert sur sa rive gauche un ou plusieurs corps de sédiments gelés (glaciers rocheux, dépôts morainiques holocènes pré-PAG) qui devaient occuper préalablement la partie amont de la rive gauche de la combe, à savoir la zone située à l'aplomb du sommet du Mont-Rogneux ainsi que celle située sous la première partie de l'arête reliant ce sommet au Grand-Aget (fig. 6.19, 6.21). Le
<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>**Fig. 6.18** Localisation du site Grand-Aget / Rogneux (A). B = glacier du Petit-Combin, cf. 3.3.3. Quadrillage kilométrique. Extrait des cartes nationales de la Suisse 1 : 25'000, feuilles n°1345 (Orsières) et 1346 (Chanrion) mises à jour en 1988. Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056)..</figcaption></figure>

glacier aurait entraîné ces sédiments gelés le long de son parcours. Une fois que le glacier a amorcé son retrait, les sédiments de la partie aval, encore gelés, auraient entamé un mouvement de rétro-fluage latéral en direction du talweg (B, fig. 6.19). Mais ces terrains se sont rapidement réchauffés (orientation SE) et le pergélisol a de nos jours disparu. Le même processus s'est produit plus tard dans la partie amont (A, fig 6.19), cependant l'épaisseur relativement importante du terrain gelé (jusqu'à 30 m) empêche la disparition rapide du pergélisol. Par conséquent, le mouvement de rééquilibrage (rétro-fluage d'une moraine de poussée) se poursuit (fig. 6.21).

Cette hypothèse soulève plusieurs questions (pour l'heure sans réponse) :

- Est-il possible que des sédiments gelés (épais) soient entraînés sur plusieurs centaines de mètres par un petit glacier tel que celui d'Aget ?

- Le pergélisol qui aurait existé dans la zone B et celui qui persiste dans le secteur intermédiaire entre A et B peuvent-il avoir une origine sous-glaciaire ? Ils se seraient alors formé in situ, sous la marge froide du glacier ?

- L'épaisse couche de sédiments apparemment non gelés qui recouvre le corps de pergélisol de la zone A est-elle le signe d'une dégradation thermique due au recouvrement du terrain par un glacier tempéré (dans ce cas le déplacement de matériaux gelés aurait été peu probable) ou est-elle la conséquence d'un impor-
<figure><img src="image_108.png" /></figure>

**Fig. 6.19** Vue aérienne verticale de la marge PAG du glacier d'Aget. Le trait continu indique l'extension PAG maximale du glacier. La perturbation de l'arrangement directionnel de la moraine de fond (flèche) permet de délimiter aisément deux zones principales de fluage : A (fig. 6.20-21), qui est gelée, et B, qui ne l'est pas (plus ?). Photo : Office fédéral de topographie, LK 283 – 63/7595, 10 août 1988; reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).

tant réchauffement du sol intervenu depuis le PAG (qui parlerait alors en faveur d'un possible déplacement conséquent des sédiments gelés durant le PAG) ?

### 6.4.4 Sanetschhorn / Creux de la Lé : formation d'un néo-pergélisol ?

Au nord de la vallée du Rhône, le glacier du Sanetschhorn (à tort absent des cartes topographiques actuelles, fig. 6.22) est situé au cœur des Hautes Alpes Calcaires Occidentales, dans l'ombre quasi permanente de la paroi N du Sanetschhorn (fig. 6.23). Il s'agit d'un large glacier de pied de paroi actuellement semi-couvert et dépourvu de zone d'accumulation. De nos jours, sa pente est raide et les blocs effondrés (calcaires marneux) ne s'arrêtent qu'auprès de sa terminaison, impossible à déterminer visuellement de manière

précise. Au PAG, le glacier s'est étendu sur un large bastion entre 2350 et 2600 m.s.m. (fig. 6.24). La présence étendue de moraine mixte et flûtée (fig. 6.23) montre que ce glacier n'a probablement pas été recouvert d'une grande quantité de débris au moins lors de sa dernière phase de crue historique et qu'il était alors en grand partie tempéré à sa base. Durant l'hiver 2002-2003, WEqT, mesurée directement sur la glace à Sa-L08 (localisation, fig. 6.24), n'était que de -1.7°C. Cette température élevée indiquerait qu'actuellement les restes de ce glacier sont certainement tempérés.

#### 6.4.4.1 Principaux résultats

Comme aux glaciers du Ritord et d'Aget, le pergélisol est absent d'une grande partie de la marge PAG : Sa-S08, Sa-S09, Sa-S10-down (cf. fig. 4.6, 6.8)
<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>**Fig. 6.20** Marge proglaciaire historique du glacier d'Aget. Résistivité apparente du sol mesurée par traîné (a = 20 m, profondeur d'investigation estimée : 8-12 m), MAGST et interprétation (manuelle) des résultats.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>**Fig. 6.21** Rétro-fluage de la moraine de poussée (?) A dans la marge PAG du glaciaire d'Aget. Le front, bien visible au centre de l'image, fait 5 à 20 m de hauteur. Le trait discontinu indique la position maximale atteinte par le glacier durant le PAG, la flèche la direction de son écoulement. Les sédiments gelés pourraient avoir été déplacés par le glacier PAG depuis la zone d'ombre située au pied de l'arête reliant le Mont-Rogneux au Gd-Aget.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>**Fig. 6.22** Localisation du site Sanetschhorn / Creux de la Lé. Quadrillage kilométrique. Extrait de la carte nationale de la Suisse 1 : 25'000, feuille n°1286 (St.-Léonard) mise à jour en 1992. Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).</figcaption></figure>

et Sa-S12 (localisation fig. 6.24) sont en effet de type F avec des résistivités ne dépassant pas 3-4 kΩm. Il convient toutefois de signaler :

(a) La présence localisée de pergélisol dans les éboulis jouxtant la partie orientale de la marge proglaciaire à une altitude à peine inférieure (fig. 6.25).

Dans ces éboulis, les sondages électriques Sa-S02 et Sa-S03 (localisation fig. 6.24) ont montré la présence au-dessous d'environ 3 m de profondeur d'un niveau (gelé ?) épais de 5-10 m dont la résistivité spécifique est de 7-12 kΩm. A Sa-L06, WEqT (-0.8 à -1.3°C entre 1998 et 2003) et MAGST (+1.0°C en 2002, fig. 6.24) sont comparables aux valeurs enregistrées dans la marge proglaciaire.

(b) L'existence d'une moraine de poussée s.s. à l'extrémité orientale de la marge PAG (fig. 6.23 - 6.25).

Les mesures de résistivité électrique attestent que cette moraine est gelée (fig. 6.24, 6.26). Sa-S05 et Sa-S06 montrent cependant que la couverture de sédiments non gelés est importante (> 4-5 m) et qu'elle s'épaissit vers l'amont (fig. 6.26). Les branches amont des sondages électriques Sa-S05 et Sa-S06, de type D, indiqueraient la préservation profonde de sédiments gelés (80-200 kΩm). La branche aval de Sa-S05, plutôt de type C, pourrait révéler la présence, dans la partie externe de la moraine, d'un pergélisol quasi intact. Quant à la branche aval de Sa-S06, elle signale, sur le flanc interne de la moraine, l'absence rapide de tout corps gelé. Les mesures de résistivité électrique ne
<figure><img src="image_112.png" /></figure>

**Fig. 6.23** Principaux aspects géomorphologiques de la moitié inférieure de la marge proglaciaire historique du glacier du Sanetschhorn / Creux de la Lé. 1 : Extension PAG maximale. 2. Moraine de poussée s.s. 3. Moraine mixte et flûtée montrant (lignes) le cheminement du glacier PAG. 4. Glacier actuel (ici sous la neige et dans l'ombre des parois du Sanetschhorn) en grande partie recouvert de débris. 5. Ride formée par une ré-avancée glaciaire post-PAG (direction indiquée par les flèches). 6. Pergélisol (post-PAG ?). Photo : Office fédéral de topographie, LK 273 – 36/9268, 3 septembre 1986); reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).

permettent pas d'envisager la préservation de glace d'origine glaciaire dans cette moraine de poussée.

(c) L'existence localisée d'un pergélisol (n°6 sur fig. 6.23, fig. 6.24).

Sa-S10-up, Sa-S11 et Sa-P01 (fig 6.27) montrent que sous une couche active épaisse de 2-4 m, la résistivité spécifique des sédiments est comprise entre 20 et 30 kΩm sur une épaisseur d'au moins 8-10 m (cf. 4.2.6.1-2, fig. 4.6-4.8). Il n'y a pas de fort refroidissement du sol durant l'hiver enregistré au capteur Sa-L01 placé dans ce secteur (cf. fig. 3.17; WEqT = -1.0 à -1.5°C entre 1999 et 2003). La morphologie du terrain est boursouflée (fig. 6.27). Il semble s'agir de bourrelets de fluage enchevêtrés les uns sur les autres (fig. 6.23) plutôt que de dépressions thermokarstiques.

### 6.4.4.2 Interprétation possible des résultats

En raison de l'altitude relativement basse, l'absence de pergélisol dans une majeure partie de la marge proglaciaire ne peut être uniquement attribuée à un effet du recouvrement glaciaire durant le PAG. Un pergélisol a cependant été détecté à trois emplacements distincts de la marge proglaciaire et de son environnement immédiat (6.4.4.1). L'origine du pergélisol situé à l'intérieur du système morainique historique demeure cependant incertaine.

Dans le premier cas, celui de la moraine de poussée, on peut avancer l'hypothèse, sur la base des sondages verticaux, qu'il pourrait s'agir du recouvrement, de la déformation et de la dégradation partielles d'un petit glacier rocheux par le glacier PAG tempéré.
<figure><img src="image_113.png" /></figure>

**Fig. 6.24** Creux de la Lé – Sanetschhorn : emplacements des sondages électriques verticaux Sa-S01 à Sa-S12, interpolation (krigeage, cf. 4.3) de la résistivité électrique apparente mesurée par traîné (198 points régulièrement répartis, configuration de Wenner, a = 20 m, profondeur d'investigation estimée : 8-12 m) et température moyenne annuelle du sol (MAGST) en 2002 (année environ 0.4°C plus chaude que la moyenne 1998-2002, sauf au capteur 4 où elle est 0.2°C plus froide).

<figure><img src="image_114.png" /></figure>

**Fig. 6.25** Flanc externe de la moraine de poussée s.s. (1) à l'extrémité de la marge proglaciaire historique du glacier du Sanetschhorn / Creux de la Lé (2350-2386 m.s.m.); épaisseur de la moraine : environ 30 m. Les pentes d'éboulis au premier plan (2) semblent localement gelées (Photo : C. LAMBIEL, août 2003).

Quant au second secteur gelé, sa présence proche de la surface laisse envisager une origine post-PAG. Ceci peut néanmoins paraître surprenant si l'on tient compte d'une température moyenne annuelle du sol qui semble peu propice à la formation de pergélisol

(+1.3°C en 2002). S'agirait-il dès lors d'un pergélisol pré-PAG plus ou moins épargné par le glacier (on est en effet proche du front) ? Des lambeaux isolés du glacier PAG sont-ils être préservés ça et là dans les sédiments ? De telles hypothèses ne peuvent pas être rejetées.
<figure><img src="image_115.png" /></figure>

<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>Fig. 6.26 Moraine de poussée s.s. du glacier du Sanetschhorn : sondages électriques dissymétriques Sa-S05 (gras) et Sa-S06 (fin).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_117.png" /><figcaption>Fig. 6.27 Localisation des mesures de résistivité électrique (profil tomographique Sa-P01 et sondages Sa-S10 et 11) et des emplacements des capteurs thermiques UTL (Sa-L01 à Sa-L05) dans la partie inférieure de la marge proglaciaire du glacier du Sanetschhorn/ Creux de la Lé. Sa-L04 est situé sur la moraine de poussée s.s. (Photos : C. LAMBIEL, août 2003).</figcaption></figure>

### 6.4.5 Réchy / Becs-de-Bosson : recouvrement partiel d'un glacier rocheux

Dans les racines du glacier rocheux des Becs-de-Bosson, la prospection géoélectrique (sondages, traînés) et thermique (BTS, GST) réalisée en 2002-2003 (fig. 6.30) permet d'illustrer l'impact qu'a pu avoir l'avancée glaciaire PAG sur la répartition actuelle du pergélisol (DELALOYE et al. 2003a, MÉTRAILLER et al.

2003, MÉTRAILLER in prep.). Onze sondages électriques verticaux effectuées par TENTHOREY (1993) en 1989-1990 ont également été répétés.

#### 6.4.5.1 Description du site

Le glacier rocheux des Becs-de-Bosson est orienté vers le NW et prend racine vers 2800 m.s.m. environ au pied des Becs-de-Bosson (3149 m.s.m.) (fig. 6.28)
<figure><img src="image_118.png" /></figure>

**Fig. 6.28** Localisation des sites Réchy / Becs-de-Bosson (A), Lona / Sasseneire (B) et Tsavolires (C, site PERMOS). Quadrillage kilométrique. Extrait des cartes nationales de la Suisse 1 : 25'000, feuilles n°1307 (Vissoie) et 1327 (Evolène) mises à jour en 1998. Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).
dans une zone marquée par la présence de deux grandes dépressions (D1 au S et D2 plus au N, fig. 6.29). Dans D2, ainsi qu’à l’amont de D1, la roche en place (quartzite, sables dolomitiques) affleure, encore fraîchement striée par le glissement basal du glacier qui a recouvert les lieux durant le PAG mais qui a désormais disparu. Dans le secteur des dépressions D1 et D2, la présence de moraine de fond est fréquente. Il n’est pas possible cependant de délimiter clairement l’extension maximale qu’a connue le glacier (d’où la dénomination «complexe glacier/glacier rocheux» dans les fig. 6.29 et 6.30). Ce dernier a assurément formé les moraines de poussée P0 et P1 (fig. 6.29, cf. fig. 6.7) et peut-être aussi, pour TENTHOREY (1993) du moins, les rides P2 (fig. 6.29). En général, les traces morphologiques manquent, mais il semble acquis que le glacier n’a nulle part dépassé les limites du glacier rocheux et que 2700 m.s.m. est l’altitude la plus basse que doit avoir atteint la langue de glace dans la partie centrale du glacier rocheux. Plus en aval, le glacier rocheux se compose d’une langue principale (L1), qui

se termine à 2610 m.s.m. par un front raide recouvrant des parcelles de pelouse alpine, et d'un lobe secondaire (L2). TENTHOREY (1993) a constaté, sur la base de sondages électriques verticaux, que la moitié inférieure du glacier rocheux était caractérisée par la présence d'un pergélisol contenant une quantité relativement importante de glace. Les mesures de déplacement de 50 blocs répartis sur la bordure sommitale des fronts des deux digitations du glacier rocheux réalisées par DGPS/RTK (cf. 5.4.2) entre octobre 2001 (par S. MÉTRAILLER et A. TURATTI) et octobre 2003 montrent que l'extrémité de L1 est quasiment inactive (0-5 cm/a) alors que L2 avance à une vitesse supérieure à 1 m/a (LAMBIEL & DELALOYE in prep.).

### 6.4.5.2 Répartition du pergélisol dans les racines du glacier rocheux

En ce qui concerne la partie amont du glacier rocheux, TENTHOREY (1993) écrit : «*la plus grande surprise a été de ne trouver, à plus de 2800 m d'altitude*

<figure><img src="image_119.png" /></figure>

**Fig. 6.29** Principales caractéristiques géomorphologiques du complexe glacier/glacier rocheux des Becs-de-Bosson / Réchy. L1 et L2 sont les deux lobes terminaux du glacier rocheux. Photo : Office fédéral de topographie, LK 273 – août 1986; reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).
<figure><img src="image_120.png" /></figure>

**Fig. 6.30** A gauche : Localisation des sondages électriques verticaux et des mesures BTS réalisés en 2002/2003 sur les sites des Becs-de-Bosson/Réchy. Les sondages 189 à 286 ont été répétés par MÉTRAILLER (in prep.) respectivement 12-13 ans après TENTHOREY (1993). A droite : résistivité apparente du sol mesurée par trainé (configuration de Wenner, a = 20 m, profondeur d'investigation estimée : 8-12 m) et interpolation (krigeage) de la température BTS en 2002.

<figure><img src="image_121.png" /></figure>

et dans des zones apparemment favorables au péri-glaciaire, aucune trace de pergélisol». Elle ajoute que «ces surfaces correspondent à l'englacement récent du Petit Age Glaciaire, qui a vraisemblablement formé les moraines de poussée lors de sa phase la plus froide, génératrice de glacier partiellement froid; ce dernier aurait (par la suite ?) fait fondre le pergélisol sous lui, en devenant tempéré». Elle s'étonne également de l'absence apparente de pergélisol dans la moraine de poussée P2 (cf. 6.4.5.4).

L'absence de pergélisol dans une partie des racines du glacier rocheux est illustrée à la figure 6.30b : elle se caractérise par des valeurs BTS élevées (supérieures à -2°C environ) et/ou par une résistivité électrique apparente du sol inférieure à 7 kΩm. Dans ce secteur, les sondages verticaux Re-S262, 274, 285a, 285b, 2002a, 2002b et 2002d-down (localisation fig. 6.30a) sont tous de type F (cf. 6.4.1). La transition avec le corps gelé du glacier rocheux à l'aval est relativement rapide : Re-S2002b, 286 et 189b (cf. fig. 6.8 pour les deux derniers) sont déjà de type B, indiquant la présence de niveaux relativement épais (10-20 m) de sédiements gelés (résistivité de l'ordre de 50-100 kΩm)

sous une couche active de 2-3 m. Re-S189a est pour sa part attribué au type D (cf. fig. 6.8) : la couche résistante est également épaisse de 10-20 m, mais sa résistivité n'est que de 10-20 kΩm et la couche active (?) atteint environ 5 m. Ce sondage pourrait indiquer la dégradation thermique seulement partielle d'un pergélisol pré-PAG par l'avancée glaciaire historique.

A l'amont de la moraine de poussée P1 et de la grande barre d'affleurement rocheux (fig. 6.30b), des températures BTS froides indiquent la présence de pergélisol dans une zone qui est certainement demeurée longtemps couverte par le glacier durant le PAG et où sont encore présentes en 1986 d'importantes accumulations de neige, voire des plaques de glace de regel (fig. 6.29). Celles-ci ont en grande partie disparu depuis lors. Ce pergélisol est-il d'âge post-PAG ? Témoigne-t-il de l'état froid du glacier PAG dans cette partie du versant ? Quelle est l'influence des accumulations de neige ? Aucun indice ne permet pour l'heure d'y répondre. Tout au plus constate-t-on que le sondage Re-S2002h est de type A. Il indique à cet emplacement la présence de glace massive sous une fine couverture de débris.
### 6.4.5.3 Moraine de poussée P1

TENTHOREY (1993) avait montré, sur la base de Re-S273, que la moraine de poussée P1 était gelée et que sa teneur en glace devait être importante. Elle avait aussi constaté que la partie interne du complexe de moraines refluaît vers le centre de la cuvette D2, mouvement attesté par la présence d'un petit front très raide haut de 1 à 3 mètres (cf. fig. 6.7).

Si l'on observe les résistivités spécifiques des couches les plus résistantes dans les quatre sondages Re-S2002d-g et Re-S273, on constate que les valeurs les plus élevées se situent dans la partie interne de la moraine de poussée et qu'elles diminuent progressivement vers l'extérieur (fig. 6.31). La partie interne, celle dont le contact avec le glacier a été le plus rapproché, serait ainsi plus froide et/ou contiendrait nettement plus de glace que la partie externe de la moraine. Les valeurs maximales (2 MΩm, Re-S273 et Re-S2002d-up) s'approchent de celles observées dans le cas de véritables glaciers couverts.

Peut-on formuler dès lors l'hypothèse qu'addessus des sédiments gelés (60-500 kΩm) qui forment la majeure partie de la moraine de poussée (dans tous les sondages, fig. 6.31), un tapis de glace (de quelques mètres d'épaisseur) de l'ancien glacier des Becs-de-Bosson est préservé sous une couverture morainique superficielle ? Cette hypothèse serait en effet corroborée d'une part par l'observation faite en

juillet 2002 à la limite interne de la moraine de poussée (près du sondage Re-S2002e, fig. 6.30a) d'un corps de glace massive d'au moins 3 m d'épaisseur enfoui sous 50 cm à 1 m de débris rocheux et d'autre part, par les températures du sol très fraîches ($< +1.3°C$) enregistrées durant le caniculaire mois d'août 2003 par les capteurs Re-L35 et Re-L36 (cf. 3.3.3) placés respectivement au centre de Re-S2002e et sur la branche amont de Re-S2002d-up.

### 6.4.5.4 Modifications récentes dans la moraine P2 ?

La comparaison des sondages verticaux de 2002 avec ceux réalisés par TENTHOREY (1993) (n°189 à 275, fig. 6.30a) est difficile étant donné que la localisation précise de ces derniers n'a pas été possible. Des modifications significatives de la résistivité du pergélisol ou des terrains non gelés qui l'entourent n'ont toutefois pas pu être mis en évidence (MÉTRAILLER in prep.) à l'exception du sondage n°261 effectué sur la moraine de poussée P2. Re-S261b réalisé sur la ride la plus externe de P2, tout comme Re-S261a à une trentaine de mètres vers l'amont, indiquent en effet des résistivités nettement supérieures aux données relevées par TENTHOREY (fig. 6.32).

Pour Re-S261b, il est possible d'établir un modèle dont les couches ont une épaisseur et, sauf pour la deuxième couche, une résistivité similaires à celles calculées par TENTHOREY (1993) (fig. 6.32). Il est dès

<figure><img src="image_122.png" /><figcaption>**Fig. 6.31** Sondages électriques verticaux sur la moraine de poussée P1 aux Becs-de-Bosson. Il n'y a pas de modèle représenté pour le sondage 273 de TENTHOREY, celui-ci étant relativement similaire aux sondages 273 et 2002f réalisés en 2002.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_123.png" /><figcaption>Fig. 6.32 Sondages électriques verticaux sur la moraine de poussée P2 aux Becs-de-Bosson.</figcaption></figure>

lors probable que les deux sondages ont été réalisés approximativement au même emplacement. L'unique différence réside dans la résistivité de la deuxième couche, entre 2 et 5 m de profondeur, qui aurait entre-temps été multipliée par 20 (de 1 à 20 kΩm). Cette couche qui n'était pas gelée en 1990, le serait-elle devenue en 2002 ? Un tel cas de figure indiquerait l'abaissement radical de la température dans le sol et l'extension du pergélisol dans ce secteur du complexe glacier/glacier rocheux des Becs-de-Bosson. Cette hypothèse est surprenante et nécessitera des mesures complémentaires et plus détaillées pour pouvoir être acceptée.

La nature de la troisième couche détectée, dont la résistivité atteint 14 kΩm (fig. 6.32), est également source d'interrogations. Il est peu probable qu'elle consiste, comme proposé par TENTHOREY (1993), «d'éloulis grossiers sans particules fines» d'où le pergélisol est absent. S'agirait-il plutôt de sédiments gelés ou simplement de la roche en place (un banc de cornieule) sur laquelle repose les sédiments ? Proche de la surface, la cornieule est en effet une roche poreuse qui, dès lors, peut être résistante au courant électrique. L'interprétation du sondage Re-S261a, 30 m vers l'amont (mais à la même altitude), indique la présence d'un niveau dont les caractéristiques peuvent être comparables mais enfoui sous une dizaine de mètres supplémentaires de sédiments (fig. 6.32). Ces derniers pourraient être faiblement gelés (résistivité : 12 kΩm). L'enfoncement du banc de cornieule en direction de l'amont (SE) coïncide avec le pendage général des

assises rocheuses dans cette région. L'hypothèse que la troisième couche du sondage 261 n'est qu'un banc de roche en place semble ainsi plausible. Dans un tel cas, on ne peut alors exclure que la moraine de poussée P2 soit en partie gelée.

### 6.4.6 Lona / Sasseneire : des sédiments gelés pré-PAG profondément remaniés ?

Le complexe glacier/glacier rocheux de Lona est situé entre 2620 et plus de 2900 m.s.m. au pied du versant NE du Sasseneire (3254 m.s.m.) (fig. 6.28, 6.33). Neuf sondages électriques verticaux (fig. 6.34a), dont sept étaient la répétition de mesures effectuées par GERBER (1994) en 1990-91, ont été réalisés en août 2002 (MÉTRAILLER in prep.). Une campagne de mesures BTS a également été menée en mars 2003 (fig. 6.34a). Toutes les mesures sont restreintes à la moitié occidentale du complexe glacier/glacier rocheux.

#### 6.4.6.1 Interprétation du site selon GERBER (1994)

La langue terminale du complexe glacier/glacier rocheux de Lona tient son originalité au fait qu'elle se termine dans un lac dont le niveau, variable au fil des saisons, est au maximum de 2640 m (fig. 6.34). GERBER (1994) a renoncé à l'appellation «glacier rocheux» pour lui préférer la dénomination de «Lockersedimentkörper» (corps de sédiments meubles), indiquant par là l'extrême difficulté à appréhender
der la genèse de la formation. En effet, la plus grande partie du «corps de sédiments» a été recouverte durant le PAG par le glacier de Sasseneire (fig. 6.33), glacier de nos jours restreint à sa portion la plus congrue (env. 20% de son extension PAG). «Der Gletscher aus der Nordflanke der Sasseneire hat vermutlich im Rahmen vorneuzeitlicher (comprendre pré-PAG) Aktivitäten bereits Sedimente hinterlassen. Der um 1850 kulminierende neuzeitliche Vorstoss ist aber in seiner räumlichen Ausdehnung sicher der grösste. Er hat vorneuzeltiche glaziale oder periglaziale Lockersedimentkörper überschüttet, maskiert und ihnen zudem junge Schuttmassen vorgelagert» (GERBER 1994, p. 224). Sur la base d'anciens documents cartographiques, des dépôts morainiques observés, de la présence unique de végétation pionnière et des caractéristiques des sédiments fins au fond du lac (déformations, dépôt insignifiant sur les blocs du corps de sédiments meubles «Lona»), GERBER (1994) considère «mit an Sicherheit grenzender Wahrscheinlichkeit, dass der

Lockersedimentkörper «Lona» in seiner heutigen Anlage ein Produkt der neuzeitlichen Gletscherhochstandphase von 1600 bis 1850 ist» (p. 215). La présence quasi généralisée de moraine de fond qui n'est qu'à peine recouverte de moraine d'ablation dans les secteurs périphériques et frontaux du champ proglaciaire permet également à GERBER (1994, p. 214) de conclure que le glacier PAG était en grande partie tempéré à sa base (moraines flûtées) et que sa langue n'était que faiblement recouverte de débris.

L'analyse photogrammétrique réalisée par BUDMI-GER (1993, in GERBER 1994) a montré que les vitesses moyennes maximales de déplacement horizontal de la surface du lambeau occidental («westliche Lappen») du corps de sédiments (40 points - «Gesteinkompo-nente» - répartis entre le lac et 2765 m.s.m. - un peu au-dessus du sondage 904 sur fig. 6.34) ont été de l'ordre de quelques centimètres par année entre 1971 et 1992. Une perte d'altitude de quelques centimètres

<figure><img src="image_124.png" /><figcaption>**Fig. 6.33** Le complexe glacier/glacier rocheux de Lona/Sasseneire. Les tirets délimitent l'extension maximale possible du glacier de Sasseneire lors du PAG; P2 : moraine de poussée. (Photo : septembre 2002)</figcaption></figure>
<figure><img src="image_125.png" /></figure>

**Fig. 6.34** A gauche : localisation des sondages électriques verticaux et des mesures BTS réalisés en 2002/2003 à Lona/Sasseneire; les sondages 902 à 911 à Lona ont été répétés par MÉTRAILLER (in prep.) 11-12 ans après GERBER (1994). A droite : interpolation (krigeage) des mesures BTS.

jusqu'à 10 voire 20 cm par année selon les points a également été remarquée. **Les déplacements horizontaux ont été à peu près nuls au sommet du front de la formation, alors que la subsidence a atteint 50 cm à 1 m en 21 ans.** Selon BUDMIGER (1993, in GERBER 1994), le front est inactif et «ein Vorrücken des Schuttkörpers als Ganzes» (avancée de la formation dans son ensemble) konnte trotz der koordinierten Bewegung seiner oberflächlichen Gesteinkomponenten nicht belegt werden» (n'a pas pu être prouvée)» (p. 136).

### 6.4.6.2 Répartition spatiale du pergélisol

La carte BTS (fig. 6.34b) reflète l'hétérogénéité thermique du sol générée par le passage du glacier. Tout à l'amont, les valeurs sont froides sur la moraine de poussée P1 (cf. 6.4.6.3) qui est ainsi très probablement le siège de pergélisol. La zone raide de transition entre le plateau supérieur (vers 2800 m.s.m.) et le replat inférieur (vers 2750 m.s.m.) comprend des températures élevées qui démontrent l'absence de pergélisol. Entre 2750 m.s.m. et le lac, la température du sol

est très variable, passant de zones froides et probablement en permanence gelées à des zones où la température BTS est proche de 0°C (pas de pergélisol). GERBER (1994) pense qu'il ne s'agit pas de pergélisol d'âge pré-PAG - «der Permafrost, der sich in der neuzeitlich abgelagerten westlichen Peripherie und der Front des Gletschervorfeldes «Lona» aufgebaut hat, ist (...) vermutlich nicht älter als wenige Hundert Jahre» (p. 244) - car les sondages géoélectriques qu'il a réalisés montrent que lorsque le pergélisol existe (904 et 905, fig. 6.35 ; 906 et 914, fig. 6.36), il se trouve proche de la surface et non pas enfoui à grande profondeur comme on pourrait s'y attendre après le passage d'un glacier - «bei einem überschütteten Permafrostkörper (...) müsste (man) eher einen tiefliegenden und inaktiven Dauerfrost erwarten (...)» (p. 218).

### 6.4.6.3 Des moraines de poussée contenant des restes du glacier ?

Sur la moraine de poussée P1, Lo-S911 (cf. fig. 4.2) est de type A. Il révèle la présence d'une couche
de résistivité très élevée (2-5 MΩm) sous une faible couverture de sédiments (environ 1 m). Il est possible qu'il s'agisse d'un reliquat enfoui du glacier de Sasseneire. A l'aval, Lo-S201 indique encore la présence d'un niveau doté d'une résistivité élevée (environ 1 MΩm), mais la couche de débris superficiels non gelés dépasse 3 m d'épaisseur (MÉTRAILLER in prep.).

La composition de la moraine de poussée P2 peut être esquissée à partir de deux sondages réalisés respectivement dans la partie interne de la moraine (Lo-S904) et sur sa limite extérieure (Lo-S905). Les valeurs mesurées n'ont pas connu de changement significatif entre 1990 et 2002 (fig. 6.35). Lo-S904 pourrait révéler proche de la surface la présence d'un corps peu épais (5 m) de résistivité très élevée (2-5 MΩm) recouvrant une couche d'environ 15 m d'épaisseur doté d'une résistivité peu élevée (environ 100 kΩm). Ce second niveau résistant se retrouve dans le sondage Lo-S905.

L'hypothèse peut être émise que la moraine de poussée P2 contienne, dans son flanc interne, une carapace de glace relique de l'ancien glacier de Sasseneire protégée par une couverture morainique. Cette glace surimposerait un corps de sédiments gelés constituant le cœur de la moraine de poussée. L'hypothèse de la présence de glace massive est notamment soutenue par les données de sismographie obtenues par GERBER (1994) : dans la partie médiane et interne de la moraine de poussée, les vitesse sismiques sont en effet très rapides (>3000 m/s) à faible profondeur déjà. Elles indiquent la présence immédiate sous la surface d'un matériel très compact.

En accord avec GERBER (1994), la subsidence relative importante (de l'ordre de 1 dm/a) de la surface du terrain entre 1971 et 1992 (cf. 6.4.6.1) pourrait également être un indice de la présence (et de la fonte) de reliquats glaciaires enterrés («partielle Vorhandensein von begrabenem sedimentärem Eis», p. 142).

### 6.4.6.4 Des modifications récentes ?

La répétition des sondages de 1990/91 a été facilitée par les coordonnées très précises fournies par GERBER (1994) et les piquets en bois retrouvés dans la majorité des cas au centre des sondages. La comparaison des données révèle des différences significatives uniquement pour Lo-S906 (fig. 6.36) et Lo-S914, tous deux réalisés dans la partie terminale du «corps de sédiments meubles». Dans les deux cas, une diminution importante de la résistivité est intervenue entre 4 et 10 m de profondeur environ. Ceci peut être interprété comme un apport excessif de chaleur ayant conduit à la fonte partielle du pergélisol. Quelle peut en être la cause ?

Une hypothèse qui peut être émise est que cet apport de chaleur serait avant tout lié à la position topographique qu'occupent les sédiments gelés suite à leur charriage par la poussée frontale du glacier de Sasseneire durant le PAG. En expulsant les matériaux gelés vers l'aval, le glacier les a placés dans des lieux plus ensoleillés, moins longtemps situés dans l'ombre du Sasseneire, défavorables à la pré servation de pergélisol. Cette hypothèse part cependant du principe, au contraire des suppositions de GERBER (1994) (cf. 6.4.6.2), que le pergélisol est d'âge pré-

<figure><img src="image_126.png" /><figcaption>**Fig. 6.35** Sondages électriques verticaux sur la moraine de poussée P2 à Lona/Sasseneire en 1990 et 2002; Lo-S904 : partie interne; Lo-S905 : partie externe.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_127.png" /><figcaption>**Fig. 6.36** Sondage électrique vertical Lo-S906 répété en 1990 et 2002 dans la partie frontale du glacier rocheux de Lona/Sasseneire, variations similaires observées à Lo-S914.</figcaption></figure>

PAG et que la partie terminale du complexe glacier/glacier rocheux de Lona est une moraine de poussée frontale. Cette approche s'appuie par contre sur les conclusions apportées par ce même auteur pour qui la pénétration des matériaux du complexe glacier/glacier rocheux dans le lac de Lona est récente, datant probablement du PAG (cf. 6.4.6.1). Comme l'indique le tassement du sol d'environ 50 cm à 1 m intervenu entre 1971 et 1992 au front de la formation (cf. 6.4.6.1), conséquence probable de la disparition de glace, la dégradation du pergélisol n'est pas propre à la période 1990-2002. Si le réchauffement du terrain s'est probablement accéléré au cours des dernières décennies, il pourrait avoir débuté dès le PAG.

Quelle a été la distance de déplacement des sédi-
ments gelés durant le PAG ? Il n'existe aucune preuve
permettant de se prononcer. Cependant, en observant
la morphologie du site sur la figure 6.33, il est possi-
ble d'envisager que les matériaux aient été évacués de
la dépression située au niveau de la moraine de pous-
sée P2. Dans ce cas, la distance de déplacement du
corps gelé constituant la partie frontale de la formation
actuelle aurait atteint 200 à 300 m au minimum. Mais
ce n'est là qu'une hypothèse difficile à vérifier.

6.4.7 Posets (Pyrénées centrales espagnoles) : un glacier rocheux en trompe-l'oeil ?

La répartition régionale du pergélisol a été récem-
ment étudiée dans le massif du Posets (Pyrénées cen-
trales espagnoles, localisation fig. 6.37) en particulier
par SERRANO *et al.* (1999, 2001). Nous y avons contri-

bué (LUGON *et al.* 2003) en prospectant la répartition
et les caractéristiques du pergélisol dans les marges
PAG des glaciers de La Paùl et du Posets (fig. 6.37) par
le biais de mesures de résistivité électrique. Seul un
résumé des principaux résultats est présenté. Ceux-ci
sont détaillés et discutés dans LUGON *et al.* (in prep.).

6.4.7.1 Description du site

Les marges proglaciaires historiques des glaciers du Posets et de La Paùl sont situées entre 2700 et 3100 m.s.m. sur les flancs oriental et septentrional du Posets (ou Llardana, 3369 m.s.m.). Durant le PAG, le glacier du Posets s'est divisé en deux digitations : la première, sur sa droite, rejoignait le glacier rocheux du même nom (fig. 6.38); la seconde, sur sa gauche, franchissait un col (Collado de La Paùl) donnant accès au vallon de la Paùl et se terminait sur le glacier rocheux de La Paùl (fig. 6.38-39). Sur sa rive gauche, ce dernier semble également avoir été partiellement recouvert (et emporté ?) par le glacier de La Paùl (fig. 6.39).

Les dépôts morainiques et les glaciers rocheux reposent sur un substrat rocheux granitique (fig. 6.38-39). Le sondage paramétrique LP-S03, réalisé directement sur la roche en place à l'avant du glacier de La Paùl (fig. 6.39), indique que la résistivité du granite est de l'ordre de 20-40 kΩm. Les flancs supérieurs du Posets, en particulier la face E-NE dominant le glacier du Posets (fig. 6.38), sont quant à eux constitués de hornfels (métamorphisme de contact de schistes paléozoïques). La surface du glacier rocheux du Posets est presque exclusivement composée de blocs anguleux de hornfels. Ces matériaux peuvent cor-
<figure><img src="image_128.png" /><figcaption>**Fig. 6.37** Localisation du massif du Posets (à gauche) et des glaciers du Posets et de La Paul (à droite) (LUGON et al. in prep.).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_129.png" /><figcaption>**Fig. 6.38** Le système glacier - glacier rocheux du Posets. Emplacement des sondages électriques verticaux et des lignes de traîné. Roche en place affleurante : G = granite; H = hornfels. D'après LUGON et al. (in prep.), photo : C. LAMBIEL, septembre 2001.</figcaption></figure>

respondre à une ancienne moraine supra-glaciaire (moraine d'ablation) du glacier du Posets. Les blocs de granite sont prédominants, mélangés à des matériaux métamorphiques, dans les formations du vallon de La Paul.

### 6.4.7.2 Des résistivités extrêmes

Les mesures géoélectriques ont révélé des **niveaux de résistivité extrême** (entre 3 et 25 MΩm) **dans les deux glaciers rocheux** (Po-S01, Po-S02, LP-S01, fig. 6.38, 6.41a,b) ainsi que **dans la moraine PAG terminal** du glacier de La Paul (LP-S04, fig. 6.41d) qui

est interprétée comme une moraine de poussée (fig. 6.39). Ces valeurs, rarement reportées pour d'autres sites en région de montagne tempérée, parlent en faveur de la présence dans les sédiments d'un important volume de **glace d'origine glaciaire**.

### 6.4.7.3 Le glacier rocheux hybride du Posets

Sur le glacier rocheux du Posets, la présence de glace massive proche de la surface semble attestée par la morphologie des rides que comprend cette formation. Cette morphologie indique en effet qu'un tassement superficiel se produit en raison d'une couverture
<figure><img src="image_130.png" /></figure>

**Fig. 6.39** Le vallon de La Paûl avec la marge PAG de la digitation gauche du glacier du Posets, le glacier rocheux de La Paûl, les restes du glacier de La Paûl et sa marge PAG. Roche en place : G = granite, L = calcaire principalement, avec métamorphisme de contact. D'après LUGON et al. (in prep.), photo : C. LAMBIEL, septembre 2001.

sédimentaire insuffisamment épaisse (par rapport à la profondeur que pourrait atteindre la couche active) pour préserver la glace massive sous-jacente de la chalet estivale et empêcher sa **fonte progressive** (explications fig. 6.40), processus décrit notamment par HAEBERLI & VONDER MÜHLL (1996).

Pour la raison qui vient d'être évoquée et en l'absence de sillons, les rides étagées du glacier rocheux du Posets (fig. 6.38) correspondraient de préférence à des positions successives de la langue couverte du glacier du Posets (durant le PAG ?) plutôt qu'à des figures de compression découlant du fluage d'un corps sédimentaire gelé. Le **glacier rocheux du Posets** serait ainsi une formation **hybride** (terme proposé par EVIN et al. 1997) où une carapace de glace massive (d'origine glaciaire) serait surimposée à d'anciens corps de pergélisol qui, masqués par la résistivité extrême des niveaux supérieurs, ne peuvent toutefois pas être

détectés (et donc prouvés) par la géoélectrique (cf. 4.2.3).

La branche amont du sondage Po-S01 (fig. 6.41a), de même que la cartographie de la résistivité apparente par traîné (fig. 6.42) indiquent des résistivités beaucoup plus faibles (< 100 kΩm) dans les racines du glacier rocheux. La résistivité importante de la roche en place ne permet pas de se prononcer sur la nature des matériaux : s'agit-il de roche en place ou de sédiments gelés dont la teneur en glace est relativement faible ? Il est par contre évident qu'il n'y a **actuellement pas de lien direct entre le glacier du Posets et les niveaux de glace massive du glacier rocheux**.

### 6.4.7.4 Les autres formations

Au vu des résistivités **extrêmes** rencontrées dans le **glacier rocheux de La Paûl** (LP-S01, fig. 6.41b),
<figure><img src="image_131.png" /></figure>

**Fig. 6.40** Morphologie typique du flanc amont d'une ride sur le glacier rocheux du Posets : une surface plane déprimée (remarquer l'orientation des blocs - plongement à environ 45° vers l'amont - comparable à celle observée sur le dos de la ride de poussée du glacier du Sanetschhorn, fig. 6.5) est séparée de la crête de la ride par un mur très raide haut de 1 à 2 m. Dans la zone plane affaissée, la couverture de débris est supposée trop mince pour prévenir la fonte de la glace massive sous-jacente, ce qui provoque un tassement (de fonte) de la couche superficielle. La teneur en glace étant moins importante dans la ride (de poussée ?), le tassement est limité ou inexistant. (Photo : C. LAMBIEL, septembre 2001).

il est possible que cette formation soit également de type **hybride**. Les résistivités plus basses enregistrées dans la branche aval (LP-S01-down) du sondage laissent présager que l'hypothétique couverture de glace glaciaire s'amincirait, voire disparaîtrait en direction du front du glacier rocheux. Au Collado de La Paùl, les faibles résistivités apparentes (fig. 6.42) montrent que le corps de résistivité extrême du glacier rocheux n'est actuellement pas lié au glacier du Posets.

La moraine de poussée du glacier de La Paùl (LP-S02, LP-S04, fig. 6.39, 6.41c,d) est elle aussi dotée de résistivités élevées à très élevées. La pré-sence de glace d'origine glaciaire ne peut y être exclue (LP-S04). Le contraste est saisissant avec les sédiments morainiques non gelés décelés à proximité par le sondage LP-S05 (fig. 6.39, 6.41d). La moraine de poussée pourrait être constituée en partie de matériaux emportés lors du recouvrement historique de la rive gauche du glacier rocheux de La

Paùl. Si tel est le cas, ceci aurait pu impliquer un charriage sous-glaciaire de sédiments gelés sur une distance d'environ 200 à 400 m.

## 6.5 EN GUISE DE SYNTHÈSE

Les exemples qui ont été traités dans ce chapitre ont avant tout démontré qu’en raison des effets thermiques et mécaniques de la récurrence glaciaire du PAG :

- la répartition spatiale du pergélisol dans la marge proglaciaire historique d'un petit glacier pouvait revêtir un caractère **extrêmement discontinu**,

- différents types de glace (sédimentaire, de congélation) d'âge et d'origine (spatiale) différents paraissent coexister à proximité l'un de l'autre, ou être superposés.
<figure><img src="image_132.png" /><figcaption>**Fig. 6.41** Interprétation possible des sondages électriques verticaux réalisés dans les marges des glaciers du Posets et de La Paül (localisation, fig. 6.38, 6.39).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_133.png" /><figcaption>**Fig. 6.42** Cartographie de la résistivité apparente du sol par trainé (a = 12.5 m, profondeur d'investigation estimée : 5-8 m)</figcaption></figure>

Un siècle et demi après le dernier maximum du PAG (vers 1850), les conséquences de l'avancée glaciaire sur la répartition spatiale actuelle du pergélisol dans une marge proglaciaire d'altitude élevée peuvent s'apprécier selon un point de vue statique (qu'en est-il?) ou évolutif (que se passe-t-il?).

## 6.5.1 D'un point de vue statique

D'un point de vue statique, c'est-à-dire si l'on observe la répartition spatiale actuelle du pergélisol sans se soucier de son évolution, on peut retenir :

### (a) Des effets thermiques :

- En raison de l'érosion basale (raclage) et du réchauffement générés par les **glaciers PAG** qui semblent avoir été le plus souvent **tempérés** à leur base, des **terrains gelés** (pergélisol) ne subsistent que rarement dans la partie centrale des marges proglaciaires PAG. Lorsqu'il existe, le pergélisol se situe de préférence dans les zones latérales et frontales

du champ proglaciaire, soit parce que les glaciers y étaient froids, soit parce que la couverture glaciaire n'a été qu'éphémère.

- Les mesures géoélectriques et thermiques démontrent parfois la **préservation d'anciens corps gelés à relativement grande profondeur** (au-dessous de 5-8 m). Deux causes, qui ne s'excluent pas mutuellement, peuvent être envisagées pour expliquer ce genre de situation : soit le réchauffement induit par le glacier n'a pas été suffisant pour faire disparaître l'intégralité du pergélisol (Aget-A ?), soit le matériel gelé a été déplacé dans une zone qui lui est défavorable (plus ensoleillée, par exemple), ce qui provoque alors son réchauffement (Lona ? Aget-A ? Aget-B ?).

- Localement, des restes de **glaciers enterrés sont préservés sous une moraine d'ablation** (épaisse) qui freine l'apport estival de chaleur, et par conséquent, la fonte de la glace (Posets ? Lona-P1 ? Lona-P2 ? etc.). De relativement grands glaciers couverts (morts) peuvent ainsi subsister (glacier de l'Epée, Ritord).
- Les mesures de résistivité électrique révèlent une certaine **similitude dans la structure de plusieurs moraines de poussée latérales**. Une résistivité élevée à très élevée (300 kΩm à plus de 1 MΩm) est caractéristique de la face interne d'une moraine de poussée, alors qu'une résistivité **peu élevée**, voire faible (< 200 kΩm) est typique de la partie externe. Cette différence peut être attribuée à la présence de résidus de glace de glacier (plusieurs affleurements ont été observés au Ritord et peut-être aussi à Réchy), parfois éteintus, couverts et protégés par une moraine d'ablation superficielle, et dont la préservation pourrait être favorisée par la présence, en profondeur, d'un pergélisol pré-PAG.

- **Un néo-pergélisol**, formé après le retrait glaciaire ou lorsque le glacier est peu épais, **semble plutôt rare**. Peut-être n'est-il pas encore suffisamment résistant, électriquement parlant, pour être détecté ? Sa rareté indiquerait, tout comme l'absence fréquente de changement significatif observée par la répétition des sondages électriques verticaux à Réchy et Lona, **l'extrême lenteur de réaction thermique du (pergéli)sol face à une modification des conditions en surface**.

### (b) Les effets géométriques

- L'avancée glaciaire du PAG a conduit au **réagencement géométrique de corps de pergélisol préexistant**s. Les moraines de poussée sont l'illustration de ce processus. Les corps sédimentaires gelés qui les constituent pourraient dans certains cas avoir été déplacés par le glacier sur des distances atteignant **plusieurs centaines de mètres** (Ritord ? Aget ? Lona ? La Paûl ?). Ce processus demeure cependant très incertain.

- La structure des moraines de poussée latérales évoquée plus haut peut également être considérée comme un effet géométrique.

L'addition de tous ces effets conduit indéniablement à une répartition actuelle souvent **atypique** du pergélisol dans et aux abords immédiats des marges proglaciaires PAG : la présence, les caractéristiques et la géométrie du pergélisol ne sont pas uniquement dictées par le résultat du bilan d'énergie entre le sol et l'atmosphère.

Dans une approche plus complète de la question, il semble opportun de s'interroger également au sujet de l'impact qu'a pu avoir l'avancée glaciaire sur des glaciers rocheux qui n'ont été que partiellement recouverts. La partie apparemment intacte du glacier rocheux

a-t-elle tout de même subi des déformations ? De quelle ampleur ? La poussée glaciaire a-t-elle pu momentanément accélérer la vitesse de fluage de (l'ensemble de) la formation (Réchy ?) ?

## 6.5.2 D'un point de vue évolutif

Quelles sont les réponses actuelles du pergélisol à l'invasion glaciaire du PAG ?

### (a) Réponse thermique

Dès le retrait du glacier, l'évolution thermique du (pergéli)sol est à nouveau directement dictée pour l'essentiel par les échanges d'énergie entre le sol et l'atmosphère. Les déséquilibres thermiques du (pergéli)sol en profondeur tendent lentement (après plusieurs décennies ou siècles) à s'effacer. Ainsi, **indépendamment de toute évolution climatique**, on peut s'attendre :

- au **réchauffement**, parfois rapide (~10 ans), de certains corps de pergélisol (la plupart ?) qui auraient été déplacés lors de l'avancée glaciaire historique (attesté à Lona et Aget-B),

- à un **refroidissement** de certaines zones centrales et amont des marges proglaciaires PAG.

Cependant, le réchauffement climatique en cours risque fort, à l'échelle de quelques décennies et dans une mesure indéterminée, d'accroître le processus de réchauffement de certains pergélisols et, simultanément de ralentir, voire empêcher le refroidissement des zones centrales et amont des marges glaciaires historiques.

### (b) Réponse géométrique

Dès le retrait glaciaire amorcé, le **rééquilibrage gravitaire** de masses gelées déplacées est possible. Un rétro-fluage se produit (Aget, Becs-de-Bosson/ Réchy).

Finalement, si l'on admet que le recouvrement glaciaire de la partie amont de certains **glaciers rocheux** puisse avoir provoqué une accélération momentanée de la vitesse de fluage de la formation, on peut s'attendre à observer, s'il ne s'est pas déjà produit, **un ralentissement des mouvements de déformation du glacier rocheux, voire une inactivation**. Ceci pourrait être le cas de la langue principale du glacier rocheux des Becs-de-Bosson/Réchy (DGPS/RTK), mais égale-
ment celui de la langue S du glacier rocheux du Six Noir/Ritord, où une végétation pionnière commence à coloniser le front très raide de la formation.

Après ceux d'EVIN (et al.) et de KNEISEL (et al.) (cf. liste bibliographique), les résultats de cette étude comparative ont à leur tour montré la complexité des interactions entre glacier et pergélisol dans une marge proglaciaire et la manière dont les équilibres thermique et mécanique du sol ont été perturbés par la récurrence glaciaire du PAG. Cette complexité est également démontrée par les résultats obtenus dans les marges PAG des glaciers de Becca d'Agè (2750-2900 m.s.m.; E) et de la Chaux (2520-2850 m.s.m.; NW, puis W) (REYNARD et al. 2003, MARESCOT et al. 2003) mais qui n'ont pas été mentionnés dans ce chapitre. Cependant, étant donné que les caractéristiques actuelles de la répartition du pergélisol et des corps de glace

dans les marges proglaciaires sont héritées de proces-
sus qui n'ont désormais plus cours, d'innombra-
bles questions et hypothèses restent ouvertes. En
particulier, quelle a été la capacité pour des petits
glaciers, de déplacer (et/ou déformer) des masses
de sédiments gelés préexistants ? En l'absence de
preuves irréfutables, la résolution d'une interrogation
de ce genre restera difficile.

Comme on l'a vu à Lona par exemple, des élé-
ments de réponse aux questions concernant les pro-
cessus en vigueur ou ayant pu avoir cours peuvent
être fournis par le suivi **(monitoring) de l'évolution
thermique et géométrique** du pergélisol dans et aux
abords d'une marge proglaciaire. Les techniques envi-
sageables sont diverses (GST, forages, géoélectrique,
photogrammétrie, DGPS, etc.). Il s'agit d'un effort à
long terme qu'il convient désormais d'encourager.

*****
# 7. CIRCULATION D'AIR ET ANOMALIES THERMIQUES DANS LES EBOULIS DE BASSE ET MOYENNE ALTITUDE

## 7.1 INTRODUCTION

Lorsque sa température s'élève, l'air se dilate (comme de tout autre mélange gazeux) et abaisse son poids volumique. A pression constante, une différence de température provoque immédiatement soit des courants (cellules) de convection, soit une stratification stable de la masse d'air. Il n'est pas nécessaire d'être en atmosphère libre pour que ces types de mécanismes soient générés (p. ex. stratification de l'air au-dessus de la surface sur-refroidie de la neige et courants catabatiques, cf. 5.2). On le rencontre évidemment dans des lieux beaucoup plus confinés, à commencer par nos maisons et nos bureaux.

### 7.1.1 Les thermosiphons

Des courants (d'air) convectifs sont parfois créés artificiellement. Signalons comme exemple l'utilisation qui est faite de thermosiphons dans les régions polaires dans le but d'empêcher la fonte de la glace d'un pergélisol sous les fondations de constructions aussi diverses que routes, pipelines et autres bâtiments de toutes sortes. Le principe du thermosiphon est de profiter des différences de température entre l'air extérieur et le (pergéli)sol pour ôter la chaleur du terrain. Lorsque l'air est plus froid que le sol dans lequel est introduit le thermosiphon, le fluide que contient ce dernier initie instantanément un courant de convection qui exporte la chaleur de l'intérieur du sol vers l'atmosphère. Si les installations les plus efficaces sont des thermosiphons fermés qui utilisent du dioxyde de carbone et/ou un mélange d'autres gaz subissant un changement de phase (condensation/évaporation) au

franchissement d'un seuil thermique avoisinant 0°C - ce qui permet un transfert d'énergie également sous forme de chaleur latente -, le principe fonctionne également avec des thermosiphons à air (e.g. KUZMIN 1998, KUZMIN & ZHANG 2003) à ouvertures supérieures. Quel que soit le système utilisé, lorsque l'air extérieur est plus chaud que le terrain, toute circulation de fluide liquide ou gazeux s'interrompt dans le thermosiphon.

### 7.1.2 Réseaux karstiques, glacières et éboulis froids

Dans un environnement naturel, et pour rester proche du domaine qui nous intéresse, les circulations d'air sont caractéristiques des réseaux karstiques et dépendent elles aussi du gradient thermique entre l'intérieur du système et l'air extérieur (e.g. LISMONDE 1981, 2002). Une circulation d'air qui s'inverse selon la saison se produit lorsque le réseau est ouvert à deux extrémités amont et aval : ascendante en hiver, elle devient descendante en été. C'est le principe du **tube à vent**. Dans des situations favorables, la formation de **glacières** dites **dynamiques** est possible (e.g. DYSLI & LUETSCHER 2003). En hiver, la recherche de «trous souffleurs» par lesquelles l'air «chaud» contenu dans les cavités s'évacue permet la localisation des orifices supérieurs d'un réseau karstique (fig. 7.1, 7.2). Lorsque le réseau n'est ouvert qu'à l'amont, un mécanisme comparable à celui du thermosiphon à air se met en place. En hiver, de l'air froid s'introduit dans la cavité en même temps que l'air chaud s'évacue. L'air froid y est piégé. Tout mouvement d'air significatif s'interrompt dès que l'air extérieur est plus chaud que celui
qui se trouve dans la cavité. Ceci peut conduire à la
formation de glacières dites en «piège à air froid» (e.g.
LUETSCHER et al. 2003).

Un principe de ventilation similaire à la thermo-dynamique des réseaux karstiques ouverts à deux extrémités dénivelées a pu être mis en évidence dans l'éboulis de basse altitude (1200 m.s.m.) du Creux du Van, menant à une anomalie thermique négative considérable de la température moyenne annuelle du sol (DELALOYE & REYNARD 2001, DELALOYE et al. 2003c). Il n'y a a priori pas de raison fondamentale pour que ce processus de refroidissement (réfrigération) d'un éboulis n'intervienne pas dans d'autres accumulations sédimentaires grossières «aérées» dont les interstices ne sont pas complètement obturés ni par la glace, ni par des matériaux fins (silts, argiles).

7.1.3 Hypothèses et objectifs

Deux hypothèses sont formulées :

- Une ventilation de type Creux du Van (ou effet de cheminée) est possible dans n'importe quelle pente d'éboulis à quelque altitude que se soit selon des modalités de fonctionnement variables en fonction de la granulométrie et de l'agencement des matériaux constituants, de l'orientation, de l'altitude, de l'importance de l'enneigement, etc. Elle peut dans certains cas déterminer ou favoriser la présence de pergélisol.

- Ce même genre de ventilation peut se produire dans des glaciers rocheux «fossiles» et «inactifs» et contribuer au maintien de corps gelés.

<figure><img src="image_134.png" /></figure>

**Fig. 7.1** Trou souffleur à l'un des orifices supérieurs du réseau karstique du Folliu Borna (Gouffres de la Trilogie), à proximité de la Dent-de-Lys (FR) (Source : GROUPE SPÉLÉO LAUSANNE, 2003, http://www.techt.ch/ michel/accueil/index.html).

<figure><img src="image_135.png" /></figure>

**Fig. 7.2.** «Fenêtres» de fonte artificielles au bord de la route Marly – Le Mouret (FR) (670 m.s.m.). Des drains sont posés sous les graviers et sont reliés au réseau d'évacuation des eaux. L'air s'y écoule de la même manière que dans un réseau karstique ouvert. La première photo date de la période très froide de février 2003. (Photos : M. MONBARON, février-mars 2003)
L'objectif des deux chapitres 7 et 8 est de déterminer quelles sont les accumulations sédimentaires affectées par un processus de ventilation interne et quelles peuvent en être les conséquences sur leur régime thermique.

Le chapitre 7 est consacré exclusivement aux éboulis de basse et moyenne altitude, c'est-à-dire ceux situés (bien) au-dessous de la limite inférieure du pergélisol discontinu. Un tour d'horizon de la question des circulations d'air dans ce type de terrain est proposé (7.2). Le fonctionnement thermodynamique de l'éboulis du Creux du Van (7.3) est ensuite décrit dans le détail. Puis l'on tentera d'observer si et comment des courants d'air se produisent dans d'autres éboulis situés entre 700 et 2000 m.s.m. (7.4).

Le chapitre 8 s'intéresse aux éboulis de haute altitude (> 2000 m.s.m.), en particulier à celui des Lapires (2350-2700 m.s.m.), et aux glaciers rocheux de l'Alpage de Mille (2220-2460 m.s.m.) afin de déterminer dans quelle mesure les données à disposition parlent en faveur ou non d'un processus de ventilation de ces formations.

## 7.2 ETAT DE LA QUESTION DES CIRCULA-TIONS D'AIR DANS LES ÉBOULIS DE BASSE ET MOYENNE ALTITUDE

### 7.2.1 Introduction

Dans les régions de moyenne latitude, la présence sporadique et atypique de conditions thermiques du sol particulièrement froides (abaissement de la température moyenne annuelle du sol de 3 à 10°C au-dessous de celle de l'air), pouvant dans certains cas occasionner l'existence de pergélisol, est fréquemment signalée à des altitudes bien moindres que celle de la limite inférieure de la zone du pergélisol discontinu : e.g. BAECHLER (1930), RICHARD (1961), FURRER (1970/71), PANCZA (1989), WEGMANN (1995), KNEISEL et al. (2000b) et RIST (2003) en Suisse, BERTINELLI et al. (1993), DESCROIX (2001) et ROVERA (comm. pers.) dans les Alpes du Sud en France, MÖSLER & MOLENDA (1999), RUZICKA (1999) et GUDE et al. (2001, 2003) principalement dans les Vosges, en Allemagne et en Tchéquie, WAKONNIG (1996) en Autriche et en Italie du Nord, ISHIKAWA et al. (2003), SAWADA (2003) et SAWADA et al. (2003) au Japon. Les sites concernés sont pour la plupart localisés dans la partie basse de pentes d'éboulis et leurs dimensions vont de quelques centaines de mètres carrés à quelques hectares. Ils sont princi-

palement désignés dans la littérature scientifique par les termes «éboulis froids», «unterkühlte Schutthalden», «cold scree (talus) slopes», «undercooled scree (talus) slopes». Des températures froides sont observées durant l'été et sont systématiquement accompagnées d'un courant d'air frais sortant de l'amas de blocs. La présence de glace dans le sol plus ou moins tardivement durant l'été est souvent décrite.

En raison de la faune et de la flore spécifiques associées aux éboulis froids, ce sont avant tout des botanistes et des zoologistes qui se sont intéressés à ce genre de site. Si la plupart d'entre eux ont attribué l'origine des températures froides du sol au courant d'air circulant dans l'éboulis et ont mis le doigt sur l'inversion saisonnière de la direction de ce courant, plus rares sont ceux qui se sont réellement penchés sur le fonctionnement de ce système et en ont fourni une explication convaincante.

### 7.2.2 Facteurs du refroidissement des éboulis

Jusqu'à ces toutes dernières années, en l'absence de mesures continues détaillées, les hypothèses les plus variées ont été avancées pour expliquer le phénomène de refroidissement de la partie basse de ces éboulis.

#### 7.2.2.1 Evaporation (estivale) ?

Parmi les approches proposées, c'est un processus d'évaporation ayant lieu à l'intérieur de l'éboulis durant l'été qui a souvent (longtemps) été considéré comme cause de l'anomalie thermique négative du sol. Cette théorie est sévèrement critiquée par WAKONNIG (1996) : s'il y a évaporation (sublimation) de l'humidité (glace) du sol, en profondeur, elle se produit durant l'hiver lorsque de l'air froid est introduit dans l'éboulis; l'été est quant à lui caractérisé par la condensation de la vapeur d'eau contenue dans l'air chaud qui pénètre dans le terrain refroidi. Ainsi, si l'évaporation d'eau ou la sublimation de glace se produit tout de même en été à proximité de la surface dans les interstices par où le courant d'air froid s'évacue, ce processus n'explique pas la présence du courant d'air et ne peut donc à l'évidence pas être la cause première du refroidissement de l'éboulis.

#### 7.2.2.2 Déficit d'ensoleillement ?

En Suisse notamment, les éboulis froids recensés à ce jour l'ont été essentiellement en raison de la végétation particulière qui recouvre leur partie basse.
Comme ils sont le plus souvent orientés vers le N et
disposés au pied de grandes barres rocheuses généra-
trices d'ombre, le déficit d'ensoleillement a dès lors
été avancé (ou accepté) comme facteur prépondérant
expliquant la fraîcheur du terrain (e.g. HOELZLE 1994,
HOELZLE & HAEBERLI 1995, KNEISEL et al. 2000b,
ETZELMÜLLER et al. 2001).

Cependant, selon RUZICKA (1999), la présence
d'éboulis froids est indépendante de l'orientation,
seul le développement d'un biotope hygrophile est
favorisé dans les versants ombrés. RIST et al. (2003)
concluent de l'observation détaillée de 10 éboulis à
épicéas nains en Suisse que les différences du bilan
d'énergie entre les éboulis froids et leur environs
immédiats ne sont que marginales. Sur la base de
relevés géophysiques (tomographie de la résistivité
électrique, sismique-réfraction), la base de l'éboulis
froid de Klic, en Tchéquie, à 500 m d'altitude seu-
lement, paraît bel et bien contenir du pergélisol; or
cet éboulis, largement dénué de végétation, est orienté
vers le SSW et en 2002, la température moyenne
annuelle du sol était de -0.1°C, celle de l'air étant esti-
mée à +7.3°C (GUDE et al. 2003). Ces quelques cons-
tats démontrent que le faible ensoleillement d'un site
n'est pas le facteur explicatif essentiel de l'anomalie
thermique négative du sol. A cela s'ajoute le fait que,
dans une orientation N, la base d'un éboulis, qui en est
la partie la plus froide, est également la zone la plus
ensoleillée du versant (cf. 5.3.1.3, fig. 5.13). Le déficit
de rayonnement solaire participe néanmoins à abais-
ser la température moyenne de l'ensemble d'un ébou-
lis (d'un versant) orienté vers le N (cf. 5.3.1.2).

7.2.2.3 Tube à vent et effet de cheminée (circulation d'air) ?

C'est donc a fortiori vers le mode de circulation de
l'air dans l'éboulis qu'il faut se tourner. Ainsi, WAKON-
NIG (1996), MOLENDA (1996, 1999) et RUZICKA (1999)
par exemple, mais déjà bien avant eux LAMBERT (1967)
également, ont fourni une explication selon laquelle le
système de circulation d'air traversant l'intégralité de
l'éboulis, réversible selon le gradient thermique sai-
sonnier (différence de température entre l'air interne
de l'éboulis et l'air extérieur), provoquait un sur-refroi-
dissement de la base de l'éboulis durant la période
hivernale (et non durant l'été) et qu'en raison de l'in-
version de l'écoulement d'air, la température froide du
sol observée durant la saison d'été dans la partie basse
des éboulis n'était que l'unique conséquence du sur-
refroidissement hivernal.

Ainsi, et c'est le principe que nous allons retenir,
le facteur initial et essentiel générant le refroidis-
sement d'un éboulis est la mise en mouvement
ascendante d'air interne relativement chaud durant
l'hiver, mouvement qui provoque l'aspiration d'air
froid à l'intérieur de la partie basse de l'éboulis (effet
de cheminée), processus qui fonctionne d'autant
mieux que l'air extérieur est plus froid. Selon cette
approche, et sauf exceptions (RUZICKA 1999), l'air
froid ne pénètre pas simplement dans l'éboulis en
hiver (WAKONNIG 1996) par gravité (comme dans un
«piège à air froid»); l'ascendance d'air relativement
chaud vers les parties supérieures de l'éboulis n'est
pas non plus la conséquence de la pénétration d'air
froid (e.g. BERTINELLI et al. 1993, RIST et al. 2003),
mais bel et bien sa cause.

7.2.2.4 Et le rôle de la neige ?

La distinction qui vient d'être faite est primordiale,
car le rôle bloquant que pourrait jouer un couvert
neigeux continu en obstruant les entrées (sorties) de
l'éboulis et en empêchant l'air d'y pénétrer (de s'éva-
cuer) en dépend. Etonnamment, cet aspect n'a jamais
été réellement discuté et tous les chercheurs accordent
à l'unisson un effet bloquant à un couvert neigeux
épais.

Or, la neige est un matériau poreux dans lequel
généralement l'air peut circuler. A titre d'exemple,
c'est un mouvement d'air ascendant, provoqué par un
gradient thermique très fort, qui conduit à la méta-
morphose constructive de la neige (cristaux en gobet-
lets, givre de profondeur). L'hypothèse peut ainsi
être émise que la porosité de la neige fait qu'un ébou-
lis (ou tout autre terrain) n'est le plus souvent pas
hermétiquement obturé par une couche de neige
épaisse et que la ventilation interne peut se pour-
suivre en fonction du gradient de température entre
l'intérieur de l'éboulis et l'air extérieur. Le mouve-
ment ascendant de l'air induit également des différen-
ces locales de pression entre l'air situé à la base du
manteau neigeux et l'air extérieur. Ces différences,
qui sont positives dans la partie amont de l'éboulis et
négatives dans la partie aval, accentuent à leur tour la
potentialité pour l'air de traverser la couche de neige
(dans un sens ou dans l'autre). Ainsi, l'aspiration
d'air dans la partie inférieure de l'éboulis du Creux
du Van serait la cause de l'abaissement exception-
nel de température observé dans l'intégralité du
manteau neigeux dans l'exemple de février 1999 (cf.
fig. 5.3).
### 7.2.2.5 Et celui de la végétation ?

On l'a dit, en Suisse, les éboulis froids recensés à ce jour sont généralement recouverts de végétation (arbustes, mousses) et d'un sol (au sens pédologique du terme) dans leur partie basse. Mais tous ne le sont pas nécessairement. La végétation et le sol contribuent néanmoins à protéger la surface de l'éboulis du réchauffement estival. En effet, la strate arbustive (des épicéas nains) absorbe ou réfléchit jusqu'à deux tiers du rayonnement solaire incident en été lors des journées de beau temps (fig. 7.3, DELALOYE & REYNARD 2001). La couche de mousses et de sphaignes qui recouvre le sol est un isolant thermique exceptionnellement efficace (fig. 7.4). Le sol organique finalement assure une teneur en humidité importante, qui prévient le réchauffement du terrain (WAKONNIG 1996). Ainsi, la végétation spécifique qui colonise un éboulis froid participe souvent elle-même à maintenir des conditions pédo-climatiques fraîches !

### 7.2.3 Présence de pergélisol ?

La présence de pergélisol dans des éboulis froids a rarement été démontrée. Elle est souvent incertaine, voire improbable. En l'absence de forage (il n'en existe aucun dans ce genre de terrain), la meilleure technique d'identification du pergélisol consiste en une combinaison de profils tomographiques de résistivité électrique et de sismique-réfraction (GUDE et al. 2003). En effet, la très faible résistivité de ce type de pergélisol fait que des portions profondes d'un éboulis constituées uniquement de blocs grossiers seraient dotées d'une résistivité électrique du même ordre de grandeur. La sismique-réfraction permet cependant de les mettre en évidence. Néanmoins, des mesures de résistivité électrique seules peuvent déjà s'avérer un indice significatif de la présence de pergélisol (KNEISEL et al. 2000b, DELALOYE et al. 2003c, MARESCOT et al. 2003), surtout si elles sont répétées à différentes périodes de l'année (KNEISEL & HAUCK 2003) et qu'el-

<figure><img src="image_136.png" /></figure>

**Fig. 7.3** Rayonnement solaire inci-
dent à 2 m du sol (au-dessus des épi-
céas nains) et à la surface du sol
dans la partie inférieure de l'éboulis
du Creux du Van (DELALOYE & REY-
NARD 2001). Extrait pour la période
28 avril – 4 mai 2000. Disparition
du manteau neigeux le matin du 1er
mai.

<figure><img src="image_137.png" /></figure>

**Fig. 7.4** Profil thermique du sol relevé dans l'éboulis froid du Brueltobel le 25 juillet 1914 (d'après BAECHLER 1930). M = mousse, H = humus. Ce profil illustre merveilleusement la capacité d'isolation thermique d'une couche de mousses (sphaignes) pourtant épaisse de moins de 10 cm. Lors de journées ensoileillées et très chaudes, une différence dépassant 30°C peut être relevée entre la surface et la base du niveau de mousse.
les permettent de mettre en évidence des variations de température de l'éboulis au-dessous du point de gel (cf. 4.5).

Jusqu'à maintenant, la compréhension du fonctionnement thermique d'un éboulis a été basée uniquement sur des mesures de température en surface. Ces données ne renseignent cependant pas directement sur la présence ou non de pergélisol. Les quelques profits thermiques qui ont été relevés dans les deux premiers mètres de profondeur et suivis plus ou moins assidûment durant un cycle annuel complet (RICHARD 1961, WEGMANN 1995) ont toutefois montré que le gradient thermique annuel est négatif de la surface vers la profondeur dans la partie froide d'un éboulis. Un décalage de l'ordre de 1 à 2°C entre MAGST et la température moyenne annuelle au toit d'un hypothétique pergélisol semble possible.

L'existence d'un pergélisol pourrait être liée à une combinaison de facteurs tels que les dimensions de l'éboulis (qui déterminent la capacité du «réservoir de froid» qui peut y être créé), sa structure interne (qui définit l'efficacité et le cheminement de la circulation d'air en son sein) et du bilan d'énergie sur l'ensemble de sa surface (qui détermine la température moyenne de l'intégralité de la formation). En l'absence de données permettant de la discuter, cette question ne sera pas abordée dans ce travail.

## 7.3 CREUX DU VAN : ÉBOULIS FROID DE RÉFÉRENCE

Au moment de débuter nos recherches au Creux du Van en octobre 1997, en collaboration avec E. REYNARD, nous ignorions encore tout des secrets de la ventilation des éboulis, et nous étions, il faut l'avouer, convaincus de la prépondérance du rayonnement solaire comme facteur explicatif de la répartition du pergélisol (HOELZLE 1994, DELALOYE & MORAND 1998). Dans un premier temps, nous avions même exclu – provisoirement – la circulation de l'air comme agent de refroidissement du site, pensant que les sorties d'air froid estivales n'étaient que la conséquence d'un refroidissement du terrain dû à d'autres facteurs (lesquels ?) et qu'en hiver, sous le couvert neigeux protecteur, tout restait calme (DELALOYE et al. 2000). Toutefois, au fur et à mesure de nos travaux, nous avons été amenés à soutenir l'hypothèse de fonctionnement d'un éboulis froid proposée par WAKONNIG, MOLENDA, RUZICKA et LAMBERT, à savoir celui de l'effet de cheminée (DELALOYE & REYNARD 2001, DELALOYE et al. 2003).

La quantité considérable de données accumulées durant 6 ans permet de proposer le Creux du Van comme station-type d'un éboulis froid de basse altitude. **L'objectif de cette section 7.3 est de déterminer les indices qui peuvent servir à mettre en évidence le fonctionnement d'un effet de cheminée dans une accumulation sédimentaire grossière.**

Après la description du site (7.3.1) et des mesures effectuées qui sont retenues dans le cadre de notre propos (7.3.2), le mécanisme d'inversion et les caractéristiques du système de ventilation (7.3.3) sont synthétisés. Une vue d'ensemble du régime thermique de l'éboulis (7.3.4) permet de dresser une typologie des principaux types de comportement thermique qui s'y déroulent (7.3.5). L'évolution de MAGST dans le temps est décrite (7.3.6). La présentation des résultats de la prospection géoélectrique de la répartition des corps gelés en profondeur (7.3.7) précède un résumé des principaux indices de fonctionnement d'un effet de cheminée qui peuvent être retenus (7.3.8).

### 7.3.1 Description du site

Le Creux du Van est une entaille d'érosion régresive dans le premier anticlinal de la chaîne du Jura. Le cirque, en forme de fer à cheval ouvert vers l'Est, profond d'environ 300 m (entre 1150 et 1450 m.s.m.) (fig. 7.5, cf. fig. 7.28). Il est couronné sur ses flancs méridional, occidental et septentrional par de puissantes barres calcaires (Kimméridgien) atteignant jusqu'à 150 m de hauteur. A leur pied, les barres rocheuses font place à de vastes pentes d'éboulis granoclassées qui doivent reposer sur des alternances marno-calcaires (Argovien) dans leur partie supérieure et sur des marnes imperméables (toujours argoviennes) dans leur moitié inférieure.

Dans leur **partie haute** (fig 7.6), les talus d'éboulis sont raides à très raides (parfois inclinés à plus de 35°), souvent dénudés (absence de sol) et mobiles. Ils comportent ça et là quelques érables (différentes associations végétales à érables, ...-Aceretum, Ac).

Dans leur **moitié inférieure**, les éboulis, devenus grossiers, sont le plus souvent recouverts d'un sol organique pouvant atteindre plusieurs dizaines de centimètres d'épaisseur et d'un épais tapis végétal. Les épicéas, amateurs de fraîcheur et d'humidité, prennent le relais des érables. Deux types de pessières sont à distinguer (BUTTLER 1999) : la Pessière à Asplénium (Asplenio-Piceetum, AP) caractérisée par ses grands épicéas, la rareté du sous-bois et la présence continue de myrtilles, d'airelles et de mousses; la Pessière
<figure><img src="image_138.png" /><figcaption>**Fig. 7.5** Le cirque du Creux du Van. Nos travaux se concentrent dans la pente d'éboulis situé exactement à la limite ombre/soleil. (Photo : Office du Tourisme du Canton de Neuchâtel)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_139.png" /><figcaption>**Fig. 7.6** Aperçu du site du Creux du Van et schéma descriptif des éboulis. (Photo : C. LAMBIEL, février 2001)</figcaption></figure>

à Tofieldie (Tofieldio-Piceetum, PT) marquée par le nanisme des épicéas et de quelques bouleaux et par un couvert quasi continu de mousses et de sphaignes (fig. 7.7). Cette seconde pessière se développe en taches («clairières») à l'intérieur de la Pessière à Asplenium (fig. 7.8) et sur un substrat particulier, un organosol insaturé de type hydromor (DUCHAUFOUR 1976, GOBAT 1997, BUTTLER 1999), décrit également, à tort ou à raison, en tant que marais d'eau de condensation (OFEFP 1992;

voir aussi pour le concept SCHAEFTLEIN 1962, WAKONNIG 1996). Dans certains cas, à l'intérieur de clairières d'épicéas nains se rencontrent des secteurs restreints dans lesquels ne croît plus aucun arbre et où organosol et mousses peuvent même être absents. Ce sont dans les deux types de pessières AP et PT, qu'à la fin du printemps ou au début de l'été, s'observe fréquemment la présence de glace à proximité de la surface du sol (fig. 7.7). Dans PT, la glace persiste plus tardivement.
Plus bas, les éboulis font ensuite place à des dépôts apparemment morainiques (glaciaire local) qui reposent eux aussi sur les marnes argoviennes et où se développe une hêtraie à sapins (Abieti-fagetum, AF).

Trois secteurs principaux à épicéas nains apparaissent au pied des parois S et W (fig. 7.8a). C'est dans la «clairière» *d* (fig. 7.8), apparemment l'une des moins ensoleillées car orientée vers le N, et surtout la plus pratique d'accès, que se sont concentrées nos investigations.

<figure><img src="image_140.png" /></figure>

<figure><img src="image_141.png" /></figure>

**Fig. 7.7** A gauche : la Pessière à Tofieldie et la station MADD. A droite : présence de glace à proximité de la surface (19 juin 2002 par une température de +28°C) dans un canal d'aération de l'éboulis situé au tout premier plan de la photo de gauche. La température du sol (Soil temp.) est mesurée 10-20 cm à gauche du canal. La température de l'air pénétrant ou sortant de l'éboulis (Channel temp.) est par contre enregistrée au pied du MADD.

<figure><img src="image_142.png" /></figure>

**Fig. 7.8** A gauche : Répartition des trois secteurs (1-3) de clairières (a-h) d'épicéas nains (d'après RICHARD 1961, modifié). A droite : Délimitation (en vert) des clairières d'épicéas nains (a-f) et localisation des mesures de résistivité électrique et de la station météorologique (MADD). Le mât à neige est situé à quelques mètres de la station MADD. 11 UTL ont également été placés le long du profil tomographique CV-P01.
La température moyenne annuelle de l'air est de + **5.6°C** (1998-2002) dans la zone des épicéas nains (station MADD), ce qui est habituel pour une altitude de 1200 m.s.m. (e.g. HOELZLE 1994) et 0.4°C plus frais qu'à La Frétaz, une station ANETZ (Météo-Suisse) située à 1202 m.s.m. une vingtaine de km au SW. L'hiver n'est pas froid, avec une température moyenne légèrement inférieure à 0°C. Les valeurs inférieures à -10°C sont plutôt rares. Les mois de mai à septembre connaissent tous des températures moyennes supérieures à +10°C. Des maxima au-dessus de +25°C (supérieurs à +30°C en août 1998 et 2003) sont relativement fréquents. Quelle que soit la période de l'année, il existe une **légère inversion** thermique, d'environ 0.1°C par 10 m, de la hêtraie à sapins à l'érablaie (tabl. 7.1). Toutefois, en raison de son **ampleur limitée**, elle ne peut jouer qu'un rôle extrêmement restreint sur la ventilation interne de l'éboulis. Au pied de l'éboulis, un petit sillon longitudinal (S, tabl. 7.1) connaît néanmoins en permanence, mais surtout en été, des températures de l'air plus froides que celles enregistrées dans la clairière d'épicéas nains. On reconnaît ici son rôle de gouttière d'évacuation d'air soit refroidi au contact de la neige en hiver, soit expulsé de l'éboulis en été. En conclusion, **il n'y a pas de micro-climat froid au Creux du Van.**

A l'emplacement de la station MADD, il n'y a pas d'ensoleillement direct de la fin de la première semaine de septembre à la première semaine d'avril.

Par contre en mai, juin et juillet, il faut compter avec 8 à 10 heures d'ensoleillement. L'ensoleillement diminue graduellement en remontant l'éboulis. Il est limité à quelques heures en mai, juin et juillet au pied de la paroi sommitale (tabl. 7.2).

### 7.3.2 Mesures retenues

Toutes les mesures réalisées au Creux du Van ne sont pas exploitées dans cette synthèse. Celle-ci est basée en particulier sur :

- la température du sol obtenue par 13 UTL (CV-L01 à CV-L13), dont les 11 premiers sont répartis le long d'un profil longitudinal (fig. 7.8 et 7.15), en fonction depuis l'automne 1999, et de 2 autres UTL (logger-7 et logger-8) placés vers 1250 m.s.m. dans l'érablaie, de fin octobre 1997 à septembre 1998;

- la température mesurée depuis novembre 1997 dans le sol organique (*Soil temp.*) à 30 cm de profondeur, mais à 10-20 cm d'un canal d'aération (fig. 7.7), dans la zone des épicéas nains, à proximité de la station MADD (fig. 7.7, 7.8) et 2 m au-dessous du mât à neige;

- la température mesurée par intermittence (problèmes techniques) depuis juin 2000 à 70 cm de profondeur dans un canal d'aération (*Channel temp.*) au pied de la station MADD et à 10 m horizontalement de *Soil temp.* (fig. 7.7);

<table><caption>Tabl. 7.1 Différence moyenne de la température de l'air par rapport à celle enregistrée à la station MADD.</caption><thead><tr><th rowspan="3">Période</th><th colspan="5">Emplacements de mesure de température de l'air*</th></tr><tr><th>MADD</th><th>AF</th><th>S</th><th>PT-sup</th><th>AC</th></tr><tr><th>°C</th><th colspan="4">Différence par rapport à MADD (°C)</th></tr></thead><tbody><tr><td>Début hiver (13 nov. 01 - 25 déc. 01)</td><td>-2.92</td><td>-0.10</td><td>-0.39</td><td>0.00</td><td>0.33</td></tr><tr><td>Hiver-printemps (25 déc. 01 - 10 juin 02)</td><td>3.09</td><td>-0.16</td><td>-1.09</td><td>0.08</td><td>0.40</td></tr><tr><td>Eté (10 juin 02 - 1 sept. 02)</td><td>13.84</td><td>-0.31</td><td>-1.91</td><td>0.38</td><td>0.49</td></tr><tr><td>Automne (1 sept. 02 - 1 oct. 02)</td><td>8.33</td><td>-0.03</td><td>-1.04</td><td>0.39</td><td>0.58</td></tr><tr><td>Moyenne (13 nov. 01 - 1 oct. 02)</td><td>5.59</td><td>-0.18</td><td>-1.21</td><td>0.18</td><td>0.43</td></tr></tbody></table>

AF = Hêtraie-sapinière (1185 m.s.m.); S = pied de la pente d'éboulis, dans un sillon longitudinal, Pessière à Asplénium (1185 m.s.m.); MADD = station d'acquisition automatique, centre de la zone d'épicéas nains (1200 m.s.m.); PT-sup = limite inférieure de la zone d'épicéas (1230 m.s.m.); Ac = érablaie (1260 m.s.m.).

*Les températures de AF, S, PT-sup et Ac ont été mesurées par des UTL accrochés à 2 m de hauteur sur des arbres.
<table><caption>**Tabl. 7.2** Valeurs de rayonnement solaire direct potentiel (RSP, W/m<fnref n="2" />) estimées à l'aide d'un compas solaire (cf. 5.3.3) sur l'éboulis du Creux du Van, du haut vers le bas.</caption><thead><tr><th></th><th></th><th>Janv.</th><th>Fév.</th><th>Mars</th><th>Avr.</th><th>Mai</th><th>Juin</th><th>Juil.</th><th>Août</th><th>Sept.</th><th>Oct.</th><th>Nov.</th><th>Déc.</th><th>Moyenne</th></tr></thead><tbody><tr><td>CV-L11<sup>1</sup></td><td>Ac<sup>2</sup></td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>4</td><td>38</td><td>72</td><td>44</td><td>6</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>14</strong></td></tr><tr><td>CV-L10</td><td>Ac</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>25</td><td>94</td><td>152</td><td>105</td><td>33</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>34</strong></td></tr><tr><td>CV-L08</td><td>Ac</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>36</td><td>143</td><td>191</td><td>157</td><td>45</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>48</strong></td></tr><tr><td>CV-L07</td><td>Ac</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>42</td><td>145</td><td>211</td><td>156</td><td>50</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>50</strong></td></tr><tr><td>CV-L06<sup>3</sup></td><td>AP</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>27</td><td>88</td><td>29</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>12</strong></td></tr><tr><td>CV-L05</td><td>PT</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>62</td><td>189</td><td>229</td><td>203</td><td>73</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>63</strong></td></tr><tr><td>CV-L04</td><td>PT</td><td>0</td><td>0</td><td>7</td><td>99</td><td>192</td><td>243</td><td>206</td><td>117</td><td>8</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>73</strong></td></tr><tr><td>CV-L03</td><td>PT</td><td>0</td><td>0</td><td>17</td><td>129</td><td>225</td><td>254</td><td>239</td><td>149</td><td>19</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>86</strong></td></tr><tr><td>CV-L02<sup>3</sup></td><td>AP</td><td>0</td><td>0</td><td>25</td><td>65</td><td>42</td><td>52</td><td>44</td><td>74</td><td>27</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td><strong>27</strong></td></tr></tbody></table>

- la température et la hauteur de neige par l'intermédiaire d'un mât à neige situé à une dizaine de mètres de la station MADD (cf. 5.1.2, fig. 5.2-4);

- deux sondages électriques verticaux effectués le 21 octobre 1998 horizontalement dans la pente d'éboulis : CV-S02 au niveau de la station MADD (fig. 7.8; distance 180 m sur CV-P01, fig. 7.26) et CV-S03 à la limite inférieure de l'érablaie (fig. 7.8; distance 120 m sur CV-P01); CV-S02 a été répété à quatre reprises entre mai 2001 et janvier 2002 (cf. 4.5.4);

- une tomographie électrique (CV-P01) réalisée en septembre 2001 le long du même profil que celui où sont disposés les UTL (fig. 7.8);

- une tomographie électrique restreinte de la couche active (CV-P02) répétée à 9 reprises entre mai 2001 et mai 2002 (cf. 4.5), vers l'amont à partir de la distance 200 m de CV-P01 (fig. 7.8, fig. 7.26).

### 7.3.3 Seuil d'inversion et caractéristiques du courant d'air

Comment fonctionne la ventilation de l'éboulis ?
L'analyse proposée se fonde sur la figure 7.9 où est comparée l'évolution de la température mesurée dans

le canal d'aération situé sous la station MADD (Chanel temp.) avec celle de la température de l'air (Air temp.). Trois éléments majeurs peuvent être retenus :

- **En hiver (novembre-avril), l'aspiration d'air froid dans l'éboulis est immédiate lorsque Air temp. est inférieure à un seuil situé entre 0 et +2°C.** En effet, au-dessous de cette valeur, les variations journalières de *Channel temp.* sont pour la plupart synchrones et de même amplitude que celles de *Air temp.* La figure 7.10 montre que cette relation, qui est déjà parfaite à un pas de temps de mesure bi-horaire, n'est qu'à peine affectée par l'épaississement de la couche de neige; tout au plus les variations journalières de *Channel temp.* s'atténuent et les phases de réchauffement se ralen- tissent. Le très bon niveau de correspondance qui subsiste alors entre *Channel temp.* et *Air temp.* est ici lié à la présence quasi permanente d'un conduit d'aération (*funnel*) au travers de la couche de neige qui permet l'échange d'air entre l'atmosphère et l'éboulis sans filtrage par la neige (fig. 7.10). Les données d'enneigement (fig. 7.10 et fig. 5.4) indi- quent que *Channel temp.* ne remonte au-dessus de 0°C que lorsque la hauteur de neige est inférieure à 20-40 cm, c'est-à-dire quand un lien direct (sans *funnel*) est possible entre l'éboulis et l'atmosphère.

<footnote n="1">¹ UTL, localisation cf. fig. 7.15</footnote>

<footnote n="2">² Type d'association végétale, cf. texte et fig. 7.15</footnote>

<footnote n="3">³ Faibles valeurs dues à la présence de grands épicéas masquant l'horizon</footnote>
- Durant l'été (mai-fin août), période d'expulsion d'air, Channel temp. stagne entre 0.1 et 1.0°C et remonte occasionnellement jusqu'à +3°C. La figure 7.12 montre que les variations de Channel temp. sont liées à celles de Air temp. et lui sont inversement proportionnelles (-1 : 7) : plus la température de l'air est élevée, plus Channel temp. est froide et se rapproche de 0°C. En accord avec WAKONNIG (1996), cette baisse de Channel temp. serait due à une accélération de la vitesse du courant d'air provoquant au sein de l'éboulis gelé une amplification des processus de fonte/sublimation (fig. 7.11). L'accélération de l'écoulement d'air est liée à l'accroissement du contraste de température (et donc de densité) entre l'intérieur et l'extérieur de l'éboulis.

Durant la deuxième partie du mois d'août, Channel temp. s'élève rapidement de 3-4°C sans que ce changement ne soit dicté par Air temp. (fig. 7.12). Cette période correspond à celle où le rayonnement solaire direct diminue rapidement dans la partie basse de l'éboulis (cf. tabl. 7.2) et ne surchauffe plus la surface du sol. Est-ce la cause de l'arrêt du système estival ? Ou n'y aurait-il plus de glace à faire fondre au sein de l'éboulis (WAKONNIG 1996) ?

- En automne (fin août-octobre), Channel temp. oscille aux environs de +5°C, sans toutefois ne jamais dépasser +6°C. La figure 7.13 montre que cette dernière température représente approximativement, à ce moment de l'année, un seuil d'inversion du courant d'air. En effet, lorsque Air temp. s'abaisse au-dessous de ce seuil, Channel temp. s'abaisse immédiatement dans la même proportion; on en déduit que la ventilation de l'éboulis est alors ascendante. Lorsque Air temp. est supérieure à +6°C (fig. 7.14), la même relation inversement proportionnelle que durant l'été (7 : -1) lie les variations de Air temp. et de Channel temp., toutefois pour une température du courant d'air sortant des blocs (Channel temp) 3.5°C plus élevée que durant l'été. L'automne est ainsi une période durant laquelle la direction du système de ventilation de l'éboulis est variable.

La température moyenne annuelle de Channel temp., environ 1°C plus froide que celle mesurée dans le sol organique dans ce secteur de l'éboulis (cf. 7.3.6), s'est établie à -0.4°C entre septembre 2002 et août 2003, année durant laquelle la température moyenne de l'air a été la plus élevée depuis peut-être plusieurs siècles !

<figure><img src="image_143.png" /><figcaption>**Fig. 7.9** Evolution de la température moyenne journalière de l'air dans le canal d'aération de l'éboulis (Channel temp.) situé près de la station MADD et celle de l'air extérieur (Air temperature) du 1er juillet 2000 au 17 février 2002.</figcaption></figure>