<figure><img src="image_144.png" /></figure>

**Fig. 7.10** Evolution hivernale détaillée (intervalle de mesure : 2 h) de la température dans le canal d'aération de l'éboulis (Channel temp.), de celle de l'air extérieur (Air temperature) et de la hauteur de neige (moyenne sur 7 jours) du 15 novembre 2000 au 18 février 2001. A droite : conduit d'aération (funnel) ouvert dans la neige au-dessus de l'emplacement de Channel temp (19 février 2003; hauteur de neige : environ 150 cm). Il s'agit d'une particularité de cet emplacement qui n'est pas généralisable à l'ensemble de l'éboulis.

<figure><img src="image_145.png" /></figure>

**Fig. 7.11** Evolution de Soil temp. (cf. fig. 7.7) et Air temp. durant les mois de mai 2001 et 2003. Les zones encerclées correspondent à des périodes durant lesquelles Soil temp. s'abaisse jusqu'à -1°C alors que le temps est beau et chaud. Que se passe-t-il ? L'élévation de la température de l'air provoque une accélération du courant d'air dans l'éboulis qui peut intensifier la fonte/sublimation de la glace contenue dans le sol. L'apport de chaleur latente requise par cette transformation contribue à abaisser la température de l'air en circulation dans le conduit mais également celle du sol immédiatement sous-jacent. Lorsque ce dernier est encore gelé, sa température peut alors s'abaisser au-dessous de 0°C.

<figure><img src="image_146.png" /></figure>

**Fig. 7.12** Evolution de la température moyenne journalière dans le canal d'aération (Channel temp.) et de celle de l'air extérieur (Air temp.) du 1er juin au 31 août 2001. L'échelle de la température de Channel temp. est inversée !
<figure><img src="image_147.png" /><figcaption>**Fig. 7.13** Evolution estivale détaillée (pas de temps bi-horaire) de la température dans le canal d'aération de l'éboulis (Channel temp.) et de celle de l'air du 15 août au 4 septembre 2001.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_148.png" /><figcaption>**Fig. 7.14** Evolution de la température moyenne journalière dans le canal d'aération (Channel temp.) et de celle de l'air extérieur (Air temp.) du 1er septembre au 31 octobre 2001. L'échelle de la température de Channel temp. est inversée !</figcaption></figure>

### 7.3.4 Comportement thermique global de l'éboulis

L'évolution du profil thermique longitudinal de l'éboulis est illustrée par la figure 7.15. Au-dessous de CV-L07, tous les capteurs ont été placés dans le sol organique ou dans la couche d'humus. D'une manière générale, on constate :

- que **dans l'érablaie** (Ac), entre les distances 150 et 210 m du profil, les températures hivernales sont toujours supérieures à +0.2°C, dépassant parfois +2°C; le mouvement ascendant d'air chaud est responsable de cette «anomalie»;

- que le gel est possible dans la frange supérieure de l'érablaie (Ac); ceci dépend en fait de la présence ou non de neige lors de périodes de temps froid; la possibilité pour le sol de geler dans ce secteur démontre que **le mouvement ascendant d'air chaud n'affecte pas (avec la même intensité) l'intégralité de la partie supérieure de l'éboulis** (probablement en raison de la configuration de la roche en place, fig. 7.16);

- que le gel est également possible en hiver dans la frange inférieure de l'érablaie (Ac), tout comme dans la hêtraie à sapins (AF), toujours en lien avec la présence ou non de neige lors de périodes de temps froid;
<figure><img src="image_149.png" /></figure>

<figure><img src="image_150.png" /></figure>

<figure><img src="image_151.png" /></figure>

**Fig. 7.15** Evolution du profil thermique (moyenne journalière) longitudinal de la pente d'éboulis d'octobre 1999 à septembre 2002 (le graphique n'a pas pu être poursuivi en 2003 car de nombreuses séries ont été interrompues en raison de problèmes techniques). Les points noirs à droite indiquent la position des UTL. Ac = éra Blaie; AP = Pessière à Asplénium; PT = Pessière à Tofieldie (épicéas nains); AF = hêtraie à sapins.
- que la Pessière à Tofieldie (PT) correspond à une
zone de gel hivernal intense et de réchauffement
estival restreint; le sol peut demeurer gelé à proximité
de la surface (15-20 cm de profondeur) jusque vers la
mi-juillet (alors que la neige disparaît dans le courant
du mois de mai, cf. 5.1.3 et fig. 5.4)

- qu'il existe **un décalage spatial entre la zone où le refroidissement hivernal est le plus marqué et celle où le réchauffement est minimal durant l'été**; la première comprend surtout la moitié supérieure de la clairière d'épicéas nains (PT) et la tranche supérieure de la Pessière à Asplénium (APs); la seconde couvre la quasi totalité de PT et la frange de Pessière à Asplénium inférieure (APi). Ce décalage est apparemment lié au mode de circulation de l'air : l'écoulement gravitaire d'air froid en été s'évacue de préférence au point le plus bas de l'éboulis; quant à l'aspiration ascendante hivernale, son efficacité s'accroît dans des zones plus élevées du versant (fig. 7.16).

Ces constats permettent de définir, en fonction de
leurs particularités saisonnières, cinq types principaux
de comportement thermique annuel du sol qui peuvent
être caractéristiques d'un éboulis froid, à savoir (ces
types sont décrits dans la section suivante) :

- I : chaud en hiver, «normal» en été,

- II : froid en hiver, «normal» en été,

- III : froid en hiver, froid en été,

- IV : «normal» en hiver, frais en été,

- 0 : «normal» en hiver, «normal» en été.

7.3.5 Typologie du comportement thermi-
que annuel dans un éboulis froid

(a) **Type I** : chaud en hiver, «normal» en été

Ce type caractérise les **secteurs supérieurs** (Ac) du versant où s'évacue l'air interne «chaud» durant la saison hivernale et où est aspiré l'air extérieur durant l'été. **Durant l'hiver** la température est, à quelques exceptions près, **en permanence supérieure à 0°C**; elle tend à s'abaisser régulièrement au cours de la saison (fig. 7.17-18). Les variations sont limitées sous une couche de neige, elles s'accroissent lorsqu'il n'y en a pas. Des valeurs de 0°C ne sont souvent atteintes que les jours de redoux lorsque la neige fond (fig. 7.17) ou par grand froid en l'absence de neige (fig. 7.18). En général, en présence de neige, la température tend à s'élever lorsque la température extérieure s'abaisse (fig. 7.17). Ce type de comportement thermique s'associe à la formation de «**fenêtres de fonte**» dans la neige (fig. 7.19-20). En été, la température moyenne journalière est presque **identique** à celle de l'**air extérieur**.

(b) **Type II** : froid en hiver, «normal» en été

Le type II est caractéristique de la zone située **immédiatement à l'amont du secteur le plus froid** (épicéas nains) du versant. Il s'agit de la frange de Pessière à Asplenium supérieure (APs). Ce secteur **peut être soumis à un refroidissement marqué du sol durant l'hiver**. Il n'est pas concerné par l'écou-

<figure><img src="image_152.png" /><figcaption>**Fig. 7.16** Décalage des zones de refroidissement hivernal maximum et de réchauffement estival minimum dans la partie basse d'un éboulis froid (abréviations, cf. fig. 7.15). En hiver, le moteur de la circulation d'air dans l'éboulis est l'ascension d'air «chaud»; en été, c'est l'écoulement gravitaire de l'air «froid» : il en résulte une possible asymétrie dans la partie basse entre la zone d'aspiration hivernale et celle d'expulsion estivale.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_153.png" /></figure>

**Fig. 7.17** Deux exemples de comportement thermique (moyennes journalières) de type I dans la partie supérieure de la pente d'éboulis entre novembre 1997 et septembre 1998. Les deux UTL étaient situés vers 1250 m.s.m., entre CV-L07 et CV-L08 sur le profil de la fig. 7.15. Températures de 4-5°C en décembre, 3-4°C durant la période de froid de fin janvier – début février. Températures de 0°C uniquement les jours de redoux (fonte de la neige).

<figure><img src="image_154.png" /></figure>

**Fig. 7.18** Deux exemples (localisation, fig. 7.15) de comportement thermique (moyenne journalière) de type I dans la partie supérieure de la pente d'éboulis entre novembre 2000 et septembre 2002.

lement d'air froid durant l'été, sa température est alors similaire à celle de l'air. Les enregistrements effectués à CV-L06 (cf. fig. 7.22) en sont l'illustration. Durant l'hiver 2000-01, le refroidissement hivernal n'est pas marqué; toutefois, la température du sol n'est jamais supérieure à 0°C, signe de l'état gelé du terrain.

### (c) Type III : froid en hiver, froid en été

Ce type de comportement thermique est **celui de la partie la plus froide de l'éboulis** (fig. 7.21). Durant

l'hiver, en raison de l'aspiration d'air froid, la température n'est jamais supérieure à 0°C : le sol est en permanence gelé). Des refroidissements marqués se produisent périodiquement en lien avec des périodes de temps très froid. Dès que le redoux (pluie) s'installe, la température remonte relativement rapidement au niveau 0°C en raison de l'humidification avancée du manteau neigeux. En raison de l'expulsion d'air froid, la fonte de la base du manteau neigeux y est ralentie (cf. 5.1.3) et les températures demeurent basses durant l'été. A certains emplacements, elles ne dépassent que très rarement +5°C. Pour toutes ces raisons, le régime
<figure><img src="image_155.png" /></figure>

**Fig. 7.19** Petites «fenêtres de fonte» dans la couche de neige formées par l'évacuation ascendante d'air «chaud» dans la partie supérieure de l'éboulis. Les cristaux arrondis (flèches blanches) indiquent le processus de fonte provoqué. A quelques centimètres seulement, la croissance de givre (flèches noires) est causée par la gel de la vapeur d'eau contenue dans l'air qui s'échappe. Photo prise le 18 décembre 2001, par une température extérieure de -8°C et une couche de neige de moins de 10 cm d'épaisseur.

<figure><img src="image_156.png" /></figure>

**Fig. 7.20** «Fenêtres de fonte» en février 2003, après plus de 15 jours de temps froid (environ -10°C). La couche de neige est épaisse de 20-30 cm; au même moment, elle atteint 150 cm dans la partie inférieure froide de l'éboulis (la photo de la fig. 5.7b a été prise à la même date). A gauche, le diamètre de la première fenêtre est de 30 cm environ; on constate également que l'expulsion d'air est diffuse : de nombreuses ondulations se dessinent dans la neige indiquant des fenêtres en formation. A droite : remarquer la formation de givre sur le tronc de l'arbre.
thermique du sol diffère sensiblement de celui enre-
gistré sur un pergélisol de «haute» altitude (cf. 3.1).
La température moyenne annuelle du sol est 4 à 7°C
plus basse que celle de l'air extérieur.

(d) Type IV : «normal» en hiver, frais en été

Le type IV est exactement le contraire du type II
et se retrouve dans la zone située **immédiatement à**
**l'aval du secteur le plus froid** du versant. Il s'agit de
la frange de Pessière à Asplenium inférieure (API).
Ce secteur **ne connaît de refroidissement important**
**du sol durant l'hiver que si, par temps très froid, la**
**neige est absente ou peu épaisse. Il est en revanche**
**soumis à l'écoulement d'air froid durant l'été** : la
température est distinctement inférieure à celle de l'air.
Les enregistrements effectués à CV-L02 (fig. 7.22)
illustrent cette situation. Durant l'hiver 2000-2001, la
différence est apparemment peu marquée avec CV-L06
(de type II); cependant, une analyse de détail révèle
qu'à CV-L02 la température est demeurée très légère-
ment supérieure à 0°C (0.2°C) jusqu'au début mars,
indiquant l'état non gelé du terrain (au contraire de
CV-L06).

(e) Type 0 : normal en hiver, normal en été

Une température qui ne s'abaisse pas au-dessous
de 0°C en présence de neige (> 20-30 cm) et qui est
proche de celle de l'air durant l'été sont les caractéris-
tiques de ce type de comportement thermique du sol.
Au Creux du Van, un tel régime thermique s'enregist-
tre à l'aval de l'éboulis dans la hêtraie à sapins, par-
fois dans la zone de transition entre APs et Ac dans
la zone médiane de la pente, ainsi qu'à l'extrémité
supérieure de l'accumulation sédimentaire, proche de
la paroi sommitale.

7.3.6 Anomalies de la température moyenne annuelle du sol (MAGST)

La ventilation réversible de l'éboulis génère d'im-
portantes variations spatiales de MAGST (fig. 7.23).
Dans la hêtraie à sapins, en dehors de l'éboulis, où le
comportement thermique du sol est de type 0, MAGST
est d'environ +5°C, légèrement inférieure à la tem-
pérature moyenne annuelle de l'air (MAAT). Consi-
dérant cette valeur de MAGST comme référence, la
différence est de l'ordre de 2°C (**anomalie thermi-
que positive**) dans la partie supérieure de l'éboulis
(type I). Dans la partie basse du versant, l'anomalie
est négative et atteint environ 4°C dans les clai-
rières d'épicéas nains (type III). Elle est encore de

2°C dans la frange inférieure de Pessière à Asplénium (API) (type IV), mais devient nulle dans la zone de transition supérieure (type II).

L'évolution de MAGST se différencie également
du point de vue spatial. En raison de la relation inverse
entre la température de l'air et celle de l'air expulsé
de l'éboulis en été, la chaleur exceptionnelle de l'été
2003 n'a par exemple pas affecté MAGST dans la
moitié inférieure de l'éboulis (au contraire de la partie
supérieure) (fig. 7.23). Cette particularité, combinée
à des mois de janvier et (surtout) février 2003 qui,
en dépit d'un enneigement important, ont provoqué
un fort refroidissement du sol durant l'hiver, fait que
depuis le début des observations en 1998, dans la
moitié inférieure de l'éboulis, MAGST n'a jamais
été aussi froide qu'en 2003. En raison du lien inverse
avec la température de l'air en été et du rôle insigni-
fiant joué par l'enneigement, l'évolution de MAGST
dans un éboulis froid diffère ainsi radicalement de
celle observée dans des situations «normales» de haute
altitude (fig. 7.24).

7.3.7 Détection de corps gelés par résistivité électrique

Aucune des températures mesurées ne démontre
la présence de pergélisol, cependant celle-ci peut-être
fortement soupçonnée en raison notamment de l'am-
pleur des anomalies thermiques constatées. Des mesu-
res de résistivité électrique (deux sondages verticaux et
un profil tomographique) ont été réalisées pour déter-
miner la géométrie d'éventuels corps gelés. En octo-
bre 1998, CV-S02, réalisé au milieu de la zone des
épicéas nains, a montré la présence d'un corps résis-
tant (6-10 kΩm) épais de 10-20 m interprété comme
un terrain probablement gelé situé sous une couche
active de 2 m d'épaisseur (fig. 7.25). 20-30 m au-
dessus de la zone des épicéas nains, les résultats four-
nis par CV-S03 n'ont pas manqué de surprendre : le
corps résistant est toujours présent et sa résistivité a
même augmenté (8-20 kΩm) (fig. 7.25). Toutefois, il
se situe au-dessous d'une couche «active» de plus de
4 m d'épaisseur. Le profil tomographique réalisé en
septembre 2001 (DELALOYE et al. 2003c, MARESCOT et
al. 2003) confirme ces premiers résultats et démontre
la **continuité du corps résistant** depuis la base de la
pente d'éboulis (dans la Pessière à Asplénium), où il
est alors très proche de la surface, jusqu'à la limite
inférieure de l'érablaie au moins, c'est-à-dire **bien au-
delà de la stricte forêt à épicéas nains** (fig. 7.26). A
**ce niveau**, sa résistivité a augmenté et il pourrait se
situer au-delà de 8-10 m de profondeur.
<figure><img src="image_157.png" /><figcaption>**Fig. 7.21** Exemples de comportement thermique (moyenne journalière) de type III. CV-L12, situé à 30 m à l'W de la station MADD, correspond à l'emplacement le plus froid observé, en moyenne annuelle, dans les éboulis du Creux du Van. Remarquer la durée de gel exceptionnelle (jusqu'au début juillet) à CV-L04 (localisation, fig. 7.15). CV-L03 (pas de données la première année du 15.08 au 1.11), à la limite inférieure de la zone d'épicéas nains (localisation, fig. 7.15), révèle un comportement hybride entre les types III et IV.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_158.png" /><figcaption>**Fig. 7.22** Exemples de comportement thermique (moyennes journalières) de type II (CV-L06, surtout la deuxième année) et de type IV (CV-L02) entre novembre 2000 et septembre 2002. CV-L06 provient de la zone APs supérieure (cf. fig. 7.15-16), CV-L02 de la zone API.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_159.png" /></figure>

**Fig. 7.23** Evolution de la température moyenne annuelle de l'air et de MAGST dans l'éboulis du Creux du Van de 1998 à 2003.
Légende : emplacement (association végétale – type de comportement thermique).

<figure><img src="image_160.png" /></figure>

**Fig. 7.24** Comparaison de l'évolution de MAGST dans la zone froide de l'éboulis du Creux du Van avec celles de sites de pergélisol «normaux» de haute altitude. Indication de la température moyenne annuelle de l'air à Réchy (2795 m.s.m.).
<figure><img src="image_161.png" /></figure>

**Fig. 7.25** Sondages électriques verticaux (localisation, fig. 7.8) CV-S01 (CV1) = hêtraie à sapins, CV-S02 (CV2) = épicéas nains, CV-S03 (CV3) = limite inférieure de l'érablaie (DELALOYE & REYNARD 2001)

Wenner-Schlumberger array, unit electrode spacing 5 m,
876 data points, iteration 5, RMS error 0.9 %

<figure><img src="image_162.png" /></figure>

**Fig. 7.26** Profil tomographique longitudinal de la résistivité électrique (CV-P01) le long de la pente d'éboulis du Creux du Van (localisation, fig. 7.8) (DELALOYE et al. 2003c, MARESCOT et al. 2003).

Ces résultats, qui ne seront toutefois pleinement confirmés que lorsqu’il seront confrontés à un profil de sismique-réfraction encore à réaliser, montrent qu’il y a **inadéquation spatiale entre les conditions thermiques observées à la surface et le positionnement**

de corps gelés potentiels en profondeur. Les zones les plus résistantes (contenant le plus de glace ?) sont situées à l’amont des secteurs où les températures de surface (annuelles, estivales ou hivernales) sont (les plus) froides.
Mis à part le fait que ce décalage peut être dû à des différences de granulométrie de la composition interne de l'éboulis, deux facteurs supplémentaires conduisant à ce décalage sont envisagés :

(a) Cheminement de l'air dans l'éboulis en hiver

Le mouvement ascensionnel de l'air durant l'hiver (cf. fig. 7.16) n'affecterait pas suffisamment les parties profondes de l'éboulis au-dessous de la zone d'épicéas nains pour provoquer un gel important. La répétition du sondage CV-S02 à diverses périodes de l'année permet cependant d'en douter, car elle semble démontrer que l'onde de froid hivernale (abaissement de la température au-dessous de 0°C) se propage jusqu'à grande profondeur (15 m au moins) au milieu de la zone des épicéas nains (cf. 4.5.4).

(b) Evaporation hivernale

Une autre cause serait un assèchement de la partie basse de l'éboulis durant l'hiver. En effet, l'air (très) froid qui s'engouffre se réchauffe (échange de chaleur sensible) au fur et à mesure qu'il pénètre dans l'éboulis : ceci favorise l'évaporation (sublimation) de l'humidité (glace) contenue dans le sol (ce qui, au passage, accentue le refroidissement du sol par un flux de chaleur latente) (WAKONNIG 1996). En conséquence,

la partie la plus basse d'un éboulis froid contiendrait moins de glace (tout en étant gelé) que des zones situées plus à l'amont.

Tout ceci demeure cependant purement hypothétique et demandera d'être précisé à l'avenir.

### 7.3.8 Synthèse et principaux indices potentiels du fonctionnement d'un effet de cheminée dans une accumulation sédimentaire grossière

Même si des questions demeurent encore ouvertes concernant le fonctionnement précis du système de ventilation de l'éboulis du Creux du Van et ses conséquences sur le régime thermique profond de l'accumulation sédimentaire, il est possible de mettre en évidence des indices qui devraient permettre de déterminer où que ce soit l'existence et l'importance d'un effet de cheminée. En effet, la ventilation induit des comportements thermiques du sol contrastés entre les parties inférieure et supérieure d'une accumulation sédimentaire soumise à ce genre de processus. On peut dès lors s'attendre à effectuer les observations suivantes :

(a) MAGST est nettement plus froide au bas du terrain concerné que dans la zone supérieure.

<figure><img src="image_163.png" /><figcaption>**Fig. 7.27** Exemple-type du comportement thermique différencié entre les parties inférieure et supérieure d'une accumulation sédimentaire de basse et moyenne altitude soumise à un processus de ventilation interne. Dans la partie inférieure, les «pics de froid» dépendent essentiellement de la rigueur des périodes froides de l'hiver. Dans la partie supérieure, la température hivernale n'a de signification qu'en présence de neige.</figcaption></figure>
Dans la partie inférieure :

(b) La température du sol subit en **hiver** un ou plusieux abaissements marqués («**pic(s) de froid**») (fig. 7.27) qui sont systématiquement provoqués par un refroidissement de la température de l'air extérieur. Ils sont particulièrement significatifs lorsque le manteau neigeux est épais.

(c) Durant le restant de l'hiver, la température est égale à 0°C, mais **le terrain est gelé**.

(d) **Au printemps** (ou en hiver), **l'eau de fonte du manteau neigeux gèle** au contact du sol surrefroidi. Un volume relativement important de glace peut se former à la base du manteau neigeux (ce qui ralentit sa disparition, cf. 5.1.3) ou dans les interstices du sol.

(e) En **été**, le sol demeure **frais** (sorties d'air froid) dans la partie inférieure de l'accumulation sédimentaire, souvent d'autant plus froid que la température extérieure est élevée. Cette zone peut être située plus bas dans le versant que celle qui connaît les températures hivernales les plus froides.

Dans la partie supérieure :

(f) En **hiver**, en présence de neige, la **partie supérieure** de l'accumulation sédimentaire est généralement caractérisée par des **températures supérieures à 0°C** qui tendent à légèrement augmenter lorsque la température extérieure devient très froide (**relation thermique inverse**) et que se produisent des «pics de froid» dans la partie basse (fig. 7.27).

(g) Sous la neige, le sol **ne gèle pas**.

(h) Une fonte basale importante de la neige se produit durant l'hiver; des **cheminées** peuvent s'ouvrir dans le manteau neigeux. Lorsque la couche de neige n'est pas épaisse ou au **printemps**, ces zones sont les premières à être déneigées («**fenêtre de fonte**»).

(a), (b) et (f) peuvent être mesurées par des UTL, (b) et (f) également par des mesures BTS réalisées durant ou peu après une période de temps froid.

(i) Sans que l'on en comprenne encore exactement toutes les raisons, un décalage longitudinal peut se produire entre l'état thermique (hivernal, estival ou annuel) de la surface du sol et la disposition du corps gelé doté de la plus grande résistivité électrique en profondeur.

Les indices (a) à (i) sont utilisés dans la prochaine section (7.4) et dans le chapitre suivant (8) afin de déterminer si un *effet de cheminée* se produit dans d'autres accumulations sédimentaires et quelle en est l'intensité. La pertinence de ces indices varie cependant en fonction de l'altitude, de l'orientation et de la composition d'un terrain qui déterminent (dans les grandes lignes) d'une part, la température moyenne de l'ensemble d'une accumulation sédimentaire et d'autre part, le seuil thermique d'inversion du système de ventilation. Ainsi, à 2500 m.s.m., dans un versant N, la température moyenne d'un corps sédimentaire est de l'ordre de 0°C; la température de l'air qui pourrait y circuler dans sa partie haute durant l'hiver n'est pas nécessairement supérieure à 0°C; il n'y a donc guère de sens dans ce cas-là d'espérer voir s'ouvrir des «fenêtres de fonte» précoces dans le haut d'un versant. Mais sait-on jamais...

## 7.4 AUTRES ÉBOULIS DE BASSE ET MOYENNE ALTITUDE

L'observation d'autres sites de basse et moyenne altitude vise deux objectifs :

- déterminer dans quelle mesure un système de ventilation interne s'établit lorsque l'une au moins des caractéristiques de l'éboulis diffère de celles du cas du Creux du Van, à savoir (a) absence de végétation spécifique de type épicéas nains, (b) absence de couvert végétal et de sol, (c) très basse altitude (< 1000 m.s.m.), (d) orientation E à W en passant par le S;

- contrôler son fonctionnement sous un couvert neigeux épais où tout conduit ouvert est exclu.

Pour y répondre, des mesures et observations plus ou moins détaillées ont été réalisées sur plus d'une dizaine de pentes d'éboulis réparties entre 660 et 1750 m.s.m. (tabl. 7.3), qui n'avaient jamais été étudiées
ni signalées auparavant. Elles sont reportées dans leur intégralité dans ce chapitre 7.4.

### 7.4.1 Dos d'Ane / Creux du Van (975-1170 m.s.m.)

A l'entrée du cirque du Creux du Van, dans une orientation SSE, plusieurs éboulis se succèdent entre 975 et 1170 m.s.m. au pied de la crête rocheuse du Dos d'Ane (fig. 7.28). A l'exception de l'éboulis situé le plus à l'aval, les autres sont ombragés dans leur partie basse par une forêt de hêtres, de sapins blancs et d'épicerías. Aucune mesure n'a été réalisée dans ces éboulis, mais deux constats frappent.

A la fin du mois de mars 2000, alors que le versant est entièrement déneigé, un courant d'air froid aisément perceptible sort de l'éboulis dans sa partie inférieure. C'est là subsistent des résidus de glace à l'intérieur de cavités formées par l'amas de blocs (fig. 7.29). Ils démontrent que le sol était sur-refroidi lorsque la fonte de la neige s'est produite.

A la fin du très froid mois de février 2003, d'évidentes fenêtres de fonte apparaissent dans la partie supérieure du premier éboulis du Dos d'Ane (975-1030 m.s.m.) (fig. 7.30). Au même moment, sous 30-40 cm de neige, la surface du sol est gelée dans la moitié inférieure de cet éboulis.

<table><caption>Tabl. 7.3 Liste des autres éboulis de basse et moyenne altitude observés (voir aussi fig. 1.1-3, tabl. 1.1, 1.3-4).</caption><thead><tr><td>Site</td><td>Région</td><td>Altitude</td><td>Orientation</td><td>Chapitre</td></tr></thead><tbody><tr><td>Dos d'Ane / Creux du Van</td><td>Jura neuchâtelois</td><td>970-1170</td><td>SSE</td><td>7.4.1</td></tr><tr><td>La Monnaie / Trappistes</td><td>Valais (Alpes)</td><td>660-900</td><td>N</td><td>7.4.2</td></tr><tr><td>Combe de Vudèche / Dent-de-Lys</td><td>Préalpes fribourgeoises</td><td>1580-1780</td><td>E</td><td>7.4.3</td></tr><tr><td>Les Clous</td><td>Préalpes fribourgeoises</td><td>1415-1680</td><td>E-NE</td><td>7.4.4.1</td></tr><tr><td>Combe d'Allières</td><td>Préalpes fribourgeoises</td><td>1550-1700</td><td>NE</td><td>7.4.4.2</td></tr><tr><td>Combe de Dreveneuse / Les Conchettes</td><td>Préalpes du Chablais (Valais)</td><td>1500-1850</td><td>diverses</td><td>7.4.4.3</td></tr><tr><td>Tour de Don / Eusin</td><td>Préalpes du Chablais (Valais)</td><td>1550-1700</td><td>N</td><td>7.4.4.4</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_164.png" /><figcaption>Fig. 7.28 Localisation des éboulis du Creux du Van (A) et du Dos d'Ane (B). Quadrillage kilométrique. Extrait de la carte nationale de la Suisse 1 : 25'000, feuille n°1163 (Travers). Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_165.png" /></figure>

**Fig. 7.29** Résidu de glace dans la partie inférieure (1040 m.s.m.) de l'un des éboulis du Dos d'Ane / Creux du Van (26 mars 2000).

<figure><img src="image_166.png" /></figure>

**Fig. 7.30** Fenêtres de fonte dans l'un des éboulis du Dos d'Ane / Creux du Van (975-1030 m.s.m.) (27 février 2003). Au-dessous de la ligne bleue, la surface de l'éboulis (humus, sol organique) est gelée alors que la couche de neige est entièrement humifiée.

Ces brèves et simples observations démontrent à elles seules le fonctionnement d'un effet de che-minée réversible qui contribue au refroidissement de la partie inférieure des éboulis du Dos d'Ane.

## 7.4.2 La Monnaie / Trappistes (660-900 m.s.m.)

### 7.4.2.1 Description du site

Situé dans la partie valaisanne du massif du Mont-Blanc, l'éboulis de la Monnaie est le plus bas des sites observés. Orientée vers le N, l'accumulation de sédi-ments se développe entre 660 et 900 m.s.m., au pied

d'une paroi haute de 300 à 400 m (Six Rodze) (fig. 7.31-32). L'éboulis s'appuie sur la rive gauche de la Dranse à la hauteur d'un petit chemin forestier. L'in-clinaison de la pente est régulière et de l'ordre de 35°. Les blocs de surface, de taille décimétrique à pluridé-cimétrique, constitués de gneiss ou de granite et recou-verts de lichens, sont souvent instables. Il n'y a pas de matériaux fins intercalés visibles depuis la surface. L'épaisseur de la formation est inconnue.

L'éboulis est presque complètement libre de végéta-tion. Un liséré d'arbres plus ou moins bien développés occupe cependant l'extrémité inférieure (20-30 m) de la pente. Un tapis discontinu de mousses s'y est égale-
ment installé, mais les blocs demeurent apparents et il n'y a guère de formation de sol. Les quelques visites effectuées durant l'été n'ont pas permis d'identifier clairement la sortie d'un courant d'air frais.

Le site est dans l'ombre durant plus de 6 mois, de début septembre à fin mars. Les valeurs de rayonnement solaire direct potentiel calculées au niveau de

TR-L03 (tabl. 7.4) sont très proches de celles obtenues dans la zone des épicéas nains du Creux du Van (cf. *tabl. 7.2*).

### 7.4.2.2 Mesures effectuées

Cinq UTL ont été placés sous la surface de l'éboulis le 8 septembre 2000 (fig. 7.32). Quatre d'entre eux

<table><caption>**Tabl. 7.4** Valeurs de rayonnement solaire direct potentiel (RSP, W/m²) estimées à l'aide d'un compas solaire (cf. 5.3.1.3) à l'emplACEMENT TR-L03.</caption><thead><tr><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>0</td><td>0</td><td>17</td><td>101</td><td>211</td><td>245</td><td>232</td><td>127</td><td>27</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>80</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_167.png" /><figcaption>**Fig. 7.31** Localisation de l'éboulis de la Monnaie / Trappistes (A) et de Vria (B, cf. 8.3.x) sur le versant N du Catogne (région de Martigny, massif du Mont-Blanc). Quadrillage kilométrique. Extrait de la carte nationale de la Suisse 1 : 25'000, feuille n°1325 (Sembricher). Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_168.png" /></figure>

**Fig. 7.32** Localisation des capteurs de température disposés sur l'éboulis de la Monnaie, en rive gauche de la Dranse, immédiatement à l'aval du verrou des Trappistes, entre Sembrancher et Martigny. Au bas à droite de la photo, la route du Grand-St-Bernard. Un pont permet d'accéder facilement au pt. 661 m.

(TR-L01, 03, 04, 05) ont été récupérés le 2 septembre 2001, soit presque une année plus tard. TR-L02 a fonctionné jusqu'au 2 juillet 2002. TR-L01 et TR-L02 étaient situés 10 m au-dessus du chemin forestier parmi des blocs partiellement recouvert de mousses. Les trois autres ont été placés le long d'un profil longitudinal à l'aplomb de TR-L02, dans l'éboulis nu. Un UTL a également été suspendu à environ 2 m de hauteur sur un arbre le 13 novembre 2000 afin de connaître l'évolution de la température de l'air. Il a été retiré le 2 septembre 2001.

### 7.4.2.3 Résultats

Il n'y a eu que peu de neige sur l'éboulis durant l'hiver 2000/2001. Trois types de comportement thermique peuvent néanmoins être différenciés (fig. 7.33) :

- A quelques dixièmes de °C près, les capteurs TR-L04 et TR-L05, situés dans la partie médiane de la pente, indiquent que les températures moyennes journalières du sol sont identiques à celles de l'air durant l'année entière.

- Aux emplacements TR-L01 et TR-L03, localisés dans le bas de l'éboulis, les variations de température suivent celles de l'air extérieur avec souvent un à deux jours de retard. De novembre à début mars, les minima extérieurs sont cependant directement enregistrés par le sol, sans atténuation. Sauf une exception, la température du sol ne dépasse pas 0°C de la mi-décembre au début mars. La température moyenne hivernale du sol est environ 2°C plus froide que celle l'air (tabl. 7.5). En été, le sol reste en permanence plus frais que l'air, en moyenne de 3.2°C à TR-L01 et de 5.0°C à TR-03 (tabl. 7.5).

- Au niveau du capteur TR-L02, à la base de l'éboulis, la température du sol reproduit les variations de température moyenne journalière de l'air de manière atténuée, en hiver comme en été. Contrairement aux deux autres types de comportement, il n'y a que très peu de valeurs négatives durant l'hiver (tabl. 7.5). En été, la température est en moyenne de 4.2°C plus fraîche que celle de l'air.

En termes de moyenne annuelle, les emplacements TR-L01, TR-L02 et TR-L03 sont 1.5 à 3.2° plus froids que l'air et que TR-L04 et TR-L05. L'écart est particulièrement frappant (3°C) entre TR-03 et TR-04 pourtant distants d'à peine 50 m.

### 7.4.2.4 Interprétation

Les caractéristiques du comportement thermique du sol permettent de classer TR-L04 et TR-L05 dans le **type II**, TR-L03 et TR-L01 dans le **type III** et TR-L02 dans le **type IV** (cf. 7.3.5). Aux emplacements des capteurs appartenant aux types II et III (TR-L01, 03-05), en hiver, le lien direct entre la température de l'air et celle du sol montre que l'air froid pénètre sans peine dans l'éboulis. L'absence de temps de réponse et d'atténuation des variations de la température du sol suggèrent que l'air est aspiré dans l'éboulis. Les sorties d'air «chaud» doivent se trouver beaucoup plus haut dans la pente. En été, l'air frais est expulsé aux emplacements dont le comportement thermique est de type III et IV (TR-L01-03). L'absence d'une relation thermique inverse avec celle de l'air extérieur pourrait être causée par l'absence de glace dans l'éboulis ou par un processus d'évaporation qui, en raison d'un taux d'humidité du sol
<figure><img src="image_169.png" /><figcaption>Fig. 7.33 Evolution de la température du sol sur l'éboulis de la Monnaie de septembre 2000 à août 2001.</figcaption></figure>

relativement faible à proximité de la surface, demeure restreint (cf. 7.2.2.1).

En dépit de l'absence généralisée de végétation et de sol qui pourrait favoriser l'échange vertical direct d'air entre le sol et l'atmosphère (e.g. HARRIS & PEDERSEN

1998, cf. 8.1.1), un **système de ventilation comparable** à celui du Creux du Van semble pourtant bel et bien fonctionner dans l'éboulis de la Monnaie, **sous une forme toutefois atténuée**. Les mesures effectuées ont montré des comportements thermiques du sol caractéristiques de la moitié inférieure d'un éboulis
<table><caption>**Tabl. 7.5** Principales valeurs de température du sol et de l'air obtenues sur l'éboulis de la Monnaie.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Période</th><th colspan="5">Emplacements de mesure de température du sol</th><th rowspan="2">TR-air</th></tr><tr><th>TR-L01</th><th>TR-L02</th><th>TR-L03</th><th>TR-L04</th><th>TR-L05</th></tr></thead><tbody><tr><td>Moyenne annuelle (8 sept. 00 - 2 sept. 01)</td><td>6.34</td><td>6.90</td><td>5.58</td><td>8.62</td><td>8.43</td><td><sup>1</sup></td></tr><tr><td>Moyenne série (13 nov. 00 - 2 sept. 01)</td><td>6.11</td><td>6.45</td><td>5.12</td><td>8.50</td><td>8.30</td><td>8.58</td></tr><tr><td>Valeur minimale (13 nov. 00 - 2 sept. 01)</td><td>-6.44</td><td>-1.78</td><td>-5.11</td><td>-5.32</td><td>-6.67</td><td>-8.00</td></tr><tr><td>Valeur maximale (13 nov. 00 - 2 sept. 01)</td><td>17.99</td><td>16.30</td><td>15.80</td><td>26.15</td><td>25.26</td><td>29.28</td></tr><tr><td>Moyenne hiver (13 nov. 00 - 31 mars 01)</td><td>0.52</td><td>1.94</td><td>0.20</td><td>1.73</td><td>1.77</td><td>2.34</td></tr><tr><td>Moyenne été (1 mai 01 - 2 sept. 01)</td><td>12.91</td><td>11.81</td><td>11.10</td><td>16.77</td><td>16.34</td><td>16.08</td></tr></tbody></table>

ventilé, notamment le décalage longitudinal des secteurs froids saisonniers (II-III en hiver, III-IV en été). Les différences de température moyenne annuelle entre les emplacements de mesure au sol et l'air ont une structure similaire à celle du Creux du Van (Air ≈ II < IV < III) pour des écarts cependant réduits de 30-50%. Il ne reste qu'à trouver les sorties d'air chaud supérieures et observer le comportement thermique du sol lors d'un hiver bien enneigé pour prouver la fonctionnalité du système.

### 7.4.3 Combe de Vudèche / Dent-de-Lys (FR) (1580-1780 m.s.m.)

Le versant oriental de la chaîne préalpine Rochers-de-Naye (VD) - Dent-de-Lys (FR) comporte une dizaine de vallons perchés entre 1400 et 1800 m.s.m. Ces combes, plus ou moins d'axe W-E, ont souvent la particularité d'être fermées au S par d'imposantes parois rocheuses génératrices d'éboulis et d'ombre. La Combe de Vudèche est l'un de ces vallons (fig. 7.34), facilement accessible en hiver.

#### 7.4.3.1 Description du site

Trois petites pentes d'éboulis calcaires orientées vers l'E se succèdent entre 1580 et 1780 m.s.m. sur la rive droite de la Combe de Vudèche (fig. 7.35), vallon situé au pied du versant S de la Dent-de-Lys (2014 m.s.m.) (fig. 7.34). L'épaisseur des formations est inconnue, mais ne dépasse probablement pas 20 m. Une barre rocheuse haute d'une centaine de mètres

couronne l'ensemble des éboulis. Elle s'étire du SE vers le NW et restreint sensiblement l'ensoleillement du flanc droit de la Combe de Vudèche, surtout en hiver. Le haut des éboulis est principalement constitué de blocs décimétriques, sans matrice fine apparente. De larges zones sont dépourvues de végétation et les éboulis sont partiellement instables. Plus bas, l'inclinaison du versant diminue et les matériaux deviennent plus grossiers. La végétation (herbes, mousses) fait son apparition pour parfois devenir dense à l'extrémité inférieure du versant. Il n'y a pas de formation importante de sol. Quelques épicéas, malmenés par les avalanches, parsèment le pied des deux éboulis aval (1 et 2).

#### 7.4.3.2 Mesures effectuées

Trois campagnes de mesures BTS ont été réalisées à mi-février 2001 (48 points de mesure), 2002 (79) et 2003 (21). Les deux premières années, les relevés ont été effectués après plusieurs journées, voire plusieurs semaines de temps doux (fig. 7.36). En 2003, au contraire, trois semaines très froides ont précédé l'acquisition des données.

Six UTL ont été placés dans les éboulis 2 et 3 le 1er novembre 2001 (fig. 7.35). Cinq d'entre eux ont été retirés le 29 septembre 2002, après onze mois d'enregistrement. Le dernier appareil n'a pas été retrouvé (Ly-L06). A noter pour terminer une brève visite de terrain qui, le 26 avril 2003, a permis de visualiser l'état du déneigement du site au printemps.

<footnote n="1">¹ Comme les valeurs moyennes de la température de l'air sont très proches de celles du sol à TR-L04 et TR-L05, on peut convenablement estimer que la température moyenne annuelle de l'air entre septembre 2000 et septembre 2001 a été de 8.7°C environ.</footnote>
<figure><img src="image_170.png" /></figure>

Fig. 7.34 Localisation des éboulis de la Combe de Vudèche / Dent-de-Lys. Quadrillage kilométrique. Extrait de la carte nationale de la Suisse 1 : 25'000, feuille n°1244 (Châtel-St.-Denis). Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).

<figure><img src="image_171.png" /></figure>

Fig. 7.35 Localisation des principaux éboulis et des capteurs de température (UTL) Ly-L01 à Ly-L06 dans la Combe de Vudèche.

### 7.4.3.3 BTS 2001

La prospection a révélé deux secteurs à la base de l'éboulis 3 dont la température se situait aux environs de -1°C sous 100 à 150 cm de neige (fig. 7.37). Partout ailleurs, la température était très proche de 0°C. Toutefois, le manteau neigeux était déjà partiellement humidifié en raison de la pluie tombée une semaine auparavant et de températures de l'air élevées. Dans les éboulis 1 et 2, la température de la neige était le plus souvent égale à 0°C sur l'intégralité de son épaisseur, signe d'un état d'humidification avancé, voire complet. Dans les zones froides de l'éboulis 3, la température était minimale au niveau du sol et s'élevait au fur et à mesure que l'on remontait vers la surface du manteau neigeux. La dimension des zones «froides» détectées, signes d'un sur-refroidissement préalable de l'éboulis qui se serait produit durant les périodes froides du mois de janvier 2001, est dès lors à considérer comme minimale.

<figure><img src="image_172.png" /></figure>

Fig. 7.36 Température de l'air (moyennes journalières) enregistrée au Creux du Van (1200 m.s.m.) durant les trois à quatre semaines précédant les campagnes de mesures BTS dans la Combe de Vudèche (flèches). En raison de la différence d'altitude, la température estimée dans la Combe de Vudèche doit être environ 2.5°C inférieure à celle du Creux du Van.
#### 7.4.3.4 BTS 2002

En 2002, après un mois de temps doux, les mesures ont ciblé les zones froides de l'éboulis 3 et celles envisagées dans l'éboulis 2. Si la neige avait presque entièrement disparu des versants S au-dessous de 2000 m.s.m., il en restait encore passablement sur les éboulis (plus de 100 cm en moyenne). Comme en 2001, le couvert de neige était déjà humidifié.

La prospection révéla à nouveau à la base de l'éboulis 3 des zones restreintes où la température avoisinait -1°C sous 110 à 170 cm de neige (fig. 7.38). La densité de l'échantillonnage étant différente,

il n'est pas possible de savoir dans quelle mesure ces zones froides correspondent à celles de 2001. Les relevés indiquèrent également la présence de quatre zones (a-d, fig. 7.38) dans et aux abords de la partie haute de l'éboulis 2 où la température était très légèrement positive, entre 0.05 et 0.34°C, sous une couche de neige épaisse (tabl. 7.6).

Les mesures BTS de 2002 renforcent l'hypothèse établie l'année précédente, à savoir celle du fonctionnement d'un système de ventilation interne de l'éboulis 3. A ceci s'ajoute la présence de secteurs «chauds» dans le haut de l'éboulis 2 qui laissent là aussi présager du fonctionnement du système de ventilation.

<figure><img src="image_173.png" /><figcaption>Fig. 7.37 BTS 2001 : 48 points mesurés le 14 février 2001. La précision absolue de la localisation des points de mesures est de +/- 20 m. Interpolation par krigeage.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_174.png" /><figcaption>Fig. 7.38 BTS 2002 : 79 points mesurés le 12 février 2002. La précision absolue de la localisation des points de mesures est de +/- 20 m. La précision relative des points entre eux est de +/- 5 m. Les lettres a-d correspondent aux différentes zones où la température BTS est positive. Interpolation par krigeage.</figcaption></figure>
<table><caption>**Tabl. 7.6** Températures et hauteurs de neige relevées dans les zones «chaudes» de l'éboulis 2 lors des BTS 2002 dans la Combe de Vudèche.</caption><thead><tr><th rowspan="2"></th><th rowspan="2">Altitude<br>(m.s.m.)</th><th colspan="2">Température<br>(°C)</th><th colspan="2">Hauteur de neige<br>(cm)</th></tr><tr><th>Point 1</th><th>Point 2</th><th>Point 1</th><th>Point 2</th></tr></thead><tbody><tr><td>Zone a<fnref n="1" /></td><td>1665</td><td>0.05</td><td>0.05</td><td>130</td><td>110</td></tr><tr><td>Zone b</td><td>1675</td><td>0.19</td><td>0.19</td><td>80</td><td>70</td></tr><tr><td>Zone c</td><td>1690</td><td>0.12</td><td>0.34</td><td>185</td><td>125</td></tr><tr><td>Zone d</td><td>1705</td><td>0.12</td><td></td><td>100</td><td></td></tr></tbody></table>

### 7.4.3.5 Comportement thermique du sol en 2001/2002

Lors de cet hiver 2001/2002, les premières chutes de neige significatives sont tombées au milieu du mois de novembre. Un radoucissement prononcé a par la suite provoqué la fonte considérable de cette première neige. Un brutal et sévère refroidissement a suivi vers la mi-décembre. La neige n'est toutefois retombée en quantité qu'à Noël, précédant une seconde baisse sensible de la température. Ces quelques informations permettent une lecture appropriée de la fig. 7.39.

Au bas de l'éboulis, le comportement thermique du sol (Ly-L01, fig. 7.39a) s'est avéré de type III (cf. 7.3.5) : fort refroidissement en hiver lors des phases météorologiques froides et permanence de valeurs relativement basses, aux environs de 6.6°C, durant

l'été (tabl. 7.7). Le comportement thermique du sol au niveau de Ly-L02 (fig. 7.39b) est comparable, bien qu'un peu moins froid en hiver et légèrement plus chaud et plus variable en été (tabl. 7.7).

Au milieu de l'éboulis (Ly-L03), le comportement thermique annuel est un exemple parfait du type II : au fort refroidissement intervenu durant l'hiver succède en été des valeurs identiques à celles de la température de l'air (fig. 7.39b, tabl. 7.7).

Dans la partie supérieure de l'éboulis le comportement thermique est de type I (Ly-L04, fig. 7.39a). Après les chutes de neige de novembre, la température du sol est positive, ce qui contribue probablement à la fonte complète de la neige. Ainsi, lors du fort refroidissement de mi-décembre, la température du sol s'abaisse momentanément jusqu'à -17°C (tabl. 7.7) ! Une fois la neige à nouveau installée (fin décembre), elle redevient immédiatement positive (env. + 0.75°C) pour ensuite s'abaisser très lentement avant d'atteindre 0°C au début mars. En mai, la neige disparaît environ deux semaines plus tôt qu'à Ly-L01. En été, les fluctuations de température du sol sont identiques à celles de la température de l'air. Le comportement enregistré dans le haut de l'éboulis 2 (Ly-L05) est comparable.

Durant la période d'observation, l'écart de température moyenne du sol entre les emplacements de mesure (tabl. 7.6) correspond à la structure définie au Creux du Van pour une amplitude (3.5°C) néanmoins plus restreinte entre les types I et III.

Ces données de température du sol, de même que les deux campagnes de mesures BTS, démontrent l'existence d'un système de ventilation de l'éboulis, même sous un manteau neigeux épais et continu. L'hiver 2003 va donner la preuve spectaculaire de son fonctionnement.

<table><caption>**Tabl. 7.7** Principales valeurs de température du sol dans les éboulis de la Combe de Vudèche.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Période</th><th colspan="4">Emplacements de mesure de température du sol<br>Eboulis 3 (d'aval en amont)</th><th>Eboulis 2 (amont)</th></tr><tr><th>Ly-L01</th><th>Ly-L02</th><th>Ly-L03</th><th>Ly-L04</th><th>Ly-L05</th></tr></thead><tbody><tr><td>Moyenne série<br>(2 nov. 01 - 29 sept. 02)</td><td>1.01</td><td>2.24</td><td>3.54</td><td>4.55</td><td>4.45</td></tr><tr><td>Valeur minimale<br>(2 nov. 01 - 29 sept. 02)</td><td>-11.75</td><td>-6.66</td><td>-8.90</td><td>-16.97</td><td>-4.00</td></tr><tr><td>Valeur maximale<br>(2 nov. 01 - 29 sept. 02)</td><td>12.29</td><td>12.91</td><td>23.24</td><td>27.40</td><td>24.51</td></tr><tr><td>Moyenne hiver<br>(2 nov. 01 - 31 mars 02)</td><td>-3.09</td><td>-1.88</td><td>-2.04</td><td>-0.04</td><td>-0.17</td></tr><tr><td>Moyenne été<br>(1 mai 02 - 29 sept. 02)</td><td>6.63</td><td>8.16</td><td>12.31</td><td>12.44</td><td>12.13</td></tr></tbody></table>

<footnote n="1">¹ Les zones sont localisées sur la figure 7.35. Il n'y a qu'un ou deux points BTS par zone.</footnote>
<figure><img src="image_175.png" /><figcaption>**Fig. 7.39** Comportement thermique du sol dans l'éboulis 3 de la Combe de Vudèche (moyennes journalières) de novembre 2001 à septembre 2002. La flèche indique la date de réalisation des mesures BTS. La température de l'air indiquée est celle relevée au Creux du Van, à 50 km de distance, à une altitude de 1200 m. En raison de la différence d'altitude, la température de l'air dans la Combe de Vudèche doit être environ 2.5°C inférieure à celle du Creux du Van.</figcaption></figure>

### 7.4.3.6 BTS 2003

La campagne de mesures BTS de 2003, réalisée après une longue période de temps froid, a signalé, sous un manteau neigeux deux fois plus épais que les deux années précédentes (en moyenne 218 cm, variant entre 100 et 320 cm), des températures très froides (jusqu'à -5.6°C) dans la partie basse des éboulis 2 et 3 prospectés (fig. 7.40). En remontant les éboulis, la température BTS s'élevait graduellement pour se rapprocher de 0°C.

Dans la partie haute de l'éboulis 3, la surface du manteau neigeux s'est avérée criblée de petites **dépressions difficiles à deviner** car les plus grandes, d'environ 2 m de diamètre, ne dépassaient pas 20 cm de profondeur (fig. 7.41). Toutes les dépressions étaient **fermées, à l'exception d'une seule** qui comportait une

cheminée par où de l'air «chaud» s'échappait (fig. 7.42). La sonde BTS a permis de mesurer une température de +1.4°C au fond de cette cheminée de 70 cm de hauteur. Cette valeur est nettement supérieure à la température maximale relevée l'hiver précédent par le capteur Ly-L04 situé à une trentaine de mètres en aval (fig. 7.41).

Un profil du manteau neigeux a été réalisé au travers d'une dépression fermée (fig. 7.42). Le **manteau neigeux**, encore épais de 60 cm, très froid en surface (env. -10°C) mais détrempé à sa base, **ne reposait pas sur le sol à l'endroit de la dépression**. Un espace voûté, créé par la fonte basale de la neige, d'environ 60 cm de hauteur et 2 m de diamètre, séparait le manteau neigeux de la surface du sol. Au moment de l'ouverture de la dépression, un fort courant d'air «chaud» a pu être ressenti.
<figure><img src="image_176.png" /></figure>

Fig. 7.40 BTS 2003 : 21 points mesurés le 18 février 2003. La précision absolue de la localisation des points de mesures est de +/- 10 m. Le point de mesure BTS-20, à 1720 m d'altitude, est un repère pour la fig. 7.41. Interpolation par krigage.

<figure><img src="image_177.png" /></figure>

Fig. 7.41 Irrégularités (affaissements) de la surface de la couverture neigeuse dans la partie supérieure de l'éboulis 3 de la Combe de Vudèche. Les irrégularités sont situées à l'intérieur de la zone délimitée par le trait discontinu. La photo est sensiblement assombrie et contrastée pour permettre la distinction du relief du couvert neigeux. Le rendu est nettement meilleur que ce que nos yeux ont pu observer ce jour-là.
<figure><img src="image_178.png" /></figure>

**Fig. 7.42** A gauche : cheminée d'évacuation d'air «chaud» au centre d'une des dépressions situées dans la partie supérieure de l'éboulis 3. A droite : voûte de fonte basale du manteau neigeux; profil réalisé au travers d'une dépression fermée; la hauteur entre le sol et le gant posé à la surface de la neige est de 120 cm.

Ces observations prouvent le fonctionnement d'un **effet de cheminée même sous un manteau neigeux épais et continu**. D'autres dépressions ont été remarquées dans la zone c (cf. fig. 7.38) à l'extrémité supérieure de l'éboulis 2.

### 7.4.3.7 Fonte des neiges au printemps 2003

La fonte basale de la couche de neige durant l'hiver doit immanquablement provoquer la **disparition**

précoce de la neige au printemps. La visite du site le 26 avril 2003 avait ainsi pour but de visualiser les secteurs affectés par les sorties d'air chaud durant la saison hivernale sur l'ensemble des éboulis. Elle a permis de détecter une zone libre de neige dans la moitié supérieure de chacun des trois éboulis de la Combe de Vudèche (fig. 7.43) et en particulier dans l'éboulis 3, où il y a une **bonne correspondance entre la zone libre de neige et celle déterminée par les figures d'affaissement du manteau neigeux en**

<figure><img src="image_179.png" /></figure>

**Fig. 7.43** Déneigement précoce de la partie haute des éboulis de la Combe de Vudèche (26 avril 2003).
février 2003 (fig. 7.44). On remarquera également,
comme au Creux du Van, que les zones déneigées ne
sont pas situées dans la partie la plus haute des ébou-
lis. Est-ce dû à la disposition de la roche en place, à la
granulométrie de l'éboulis qui devient plus fine à l'ap-
proche de la paroi et qui entrave la circulation d'air ou
encore à l'amoncellement d'importantes quantités de
neige à la base de la paroi (vent, petites avalanches)
qui demande simplement beaucoup plus de temps pour
disparaître ? La mesure continue de la température du
sol dans la partie sommitale des éboulis pourrait con-
tribuer à fournir une réponse.

7.4.4 Autres sites de moyenne altitude

Si les sites similaires à celui de la combe de Vudè-
che sont probablement nombreux dans les Préalpes
calcaires Fribourgeoises (et ailleurs aussi), deux d'en-
tre eux, toujours situés dans la chaîne Rochers-de-
Naye - Dent-de-Lys, sont encore mentionnés. Il s'agit
de la combe des Clous, qui a fait l'objet de quelques
mesures BTS, et de celle d'Allières. S'ajoutent encore
des observations réalisées dans la Combe de Dreve-
neuse, dans les Préalpes Chablaisiennes.

7.4.4.1 Les Clous

Localisé 5 km au sud de la Combe de Vudèche, le
vallon des Clous lui ressemble beaucoup. D'orienta-
tion générale SE, la rive droite de la combe, exposée
vers l'E-NE, comporte trois zones d'éboulis calcaires
(1415-1500 m.s.m., 1470-1620 m.s.m., 1600-1680
m.s.m.) abritées du soleil par les raides et hautes parois
des Coursis (1864 m.s.m.) au SW (fig. 7.45-46). Une
cinquantaine de mesures BTS ont été réalisées le 15
février 2001, après environ deux semaines de temps
assez doux. Le manteau neigeux, épais de 131 cm
en moyenne (entre 58 et 230 cm), était déjà humidi-
fié. Malgré cela, des valeurs BTS relativement froides,
entre -0.5 et -2.0°C, ont été relevées sous 150 à 230
cm de neige dans la partie inférieure de l'éboulis situé
le plus à l'amont (fig. 7.46-47), à une altitude de 1620
m.s.m. environ. Comme dans la Combe de Vudèche,
il s'agit probablement des conséquences d'un effet de
cheminée survenu dans cet éboulis. Ce processus a
certainement fonctionné dans les autres éboulis au-
dessous de 1600 m.s.m., mais l'humidification avan-
cée du couvert neigeux avait déjà masqué toute preuve
possible.

7.4.4.2 Combe d'Allières

La Combe d'Allières est située immédiatement au
nord de la combe des Clous, au pied du versant SW de

la Cape-au-Moine (1941 m.s.m.) (fig. 7.45). Ses carac-
téristiques géologiques, d'orientation et d'altitude sont
similaires à celles de sa voisine. Aucune mesure n'a
été réalisée dans cette combe, mais des dépressions
identiques à celles observées dans la Combe de Vudè-
che ont été remarquées à la même période, soit à la
fin du très froid mois de février 2003. Ces dépressions
étaient localisées vers 1650 m.s.m. (564.900/146.275),
dans la partie amont d'un éboulis situé immédiatement
au pied du versant NE du Corbé (1898 m.s.m.).

7.4.4.3 Combe de Dreveneuse / Les Conchettes

La Combe de Dreveneuse est située dans les Préal-
pes du Chablais, sur la rive gauche de la vallée
du Rhône, à 5 km à l'WNW de Monthey. Il s'agit
d'un vallon perché calcaire, d'environ 2 km de long,
d'orientation SSW-NNE et dont le talweg, incliné en
moyenne à 10°, s'abaisse de 1860 à 1500 m.s.m. (fig.
7.48). La combe est enchâssée entre deux lignes de
crêtes parallèles - l'Arête de Pré Fleuri à l'W et celle
de la Pointe de Dreveneuse à l'E - situées vers 2000
m.s.m. et distantes d'environ 600 m; elle est fermée
au sud par la Pointe de Bellevue (2041 m.s.m.). Des

<figure><img src="image_180.png" /><figcaption>Fig. 7.44 Déneigement précoce de la partie haute de l'éboulis 3. La zone dans laquelle des figures d'affaissement du manteau neigeux étaient observées en février ainsi que les blocs rocheux 1 et 2 (fig. 7.41) sont reportés. Ly-L01 à Ly-L04 indiquent l'emplacement des capteurs de température du sol. (Photo : 26 avril 2003).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_181.png" /></figure>

Fig. 7.45 Localisation des éboulis de la Combe des Clous (A) et de la Combe d'Allières (B). Quadrillage kilométrique. Extrait de la carte nationale de la Suisse 1 : 25'000, feuilles n°1244 (Châtel-St.-Denis) et 1264 (Montreux). Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).

<figure><img src="image_182.png" /></figure>

Fig. 7.46 Les éboulis ombragés de la Combe des Clous (FR) vus depuis le chalet des Clous (cf. fig. 7.45). La flèche pointe sur le secteur (éboulis 3) où des températures BTS froides ont été mesurées en février 2001. (Photo : 15 février 2001 à midi).
<figure><img src="image_183.png" /></figure>

Fig. 7.47 BTS 2001 dans la Combe des Clous. 50 points mesurés le 15 février 2001. La précision absolue de la localisation des mesures est inférieure à 10 m, la position de la moitié des points ayant été obtenue par GPS différentiel. Interpolation par krigeage.

<figure><img src="image_184.png" /></figure>

Fig. 7.48 Localisation des secteurs (A-F) d'ëboulis de la Combe de Dreveneuse et des environs. Qua-drillage kilométrique. Extrait de la carte nationale de la Suisse 1 : 25'000, feuille n°1284 (Monthey). Reproduit avec l'autorisation de swisstopo (BA046056).
tabliers d'éboulis couvrent l'ensemble des flancs du vallon (secteurs A, B, C et E sur fig. 7.48). Des éboulis sont également nombreux à l'W de l'Arête de Pré Fleuri dans un secteur dénommé Les Conchettes (secteur D), de même qu'à l'E de la Pointe de Dreveneuse (secteurs G et F).

Soupçonnant le système de ventilation d'agir dans tous ces éboulis, et forts de l'expérience acquise à la Combe de Vudèche, nous avons effectué une brève visite de ce site le 27 avril 2003, en période de fonte de neige. L'objectif était de déceler la présence de «fenêtres» de fonte précoce dans le haut des éboulis afin d'attester le fonctionnement du système de ventilation.

### (a) D'innombrables «fenêtres» de fonte

Lors de cette visite, l'enneigement était continu dans le fond du vallon au-dessus de 1500 m.s.m. environ. Un nombre considérable de parcelles précocement déneigées a pu être observé entre 1700 et 1850 m.s.m. dans la moitié supérieure de tous les éboulis orientés soit vers l'E, soit vers l'W (fig. 7.49-51). A plus basse altitude, les éboulis étaient déjà en grande partie libres de neige, alors qu'à plus haute altitude, dans le versant N de la Pointe de Bellevue notamment, la couverture neigeuse était encore uniforme. Dans ce versant, des «fenêtres» de fonte sont toutefois apparues dans le courant du mois de mai. Des observations détaillées et systématiques doivent être

<figure><img src="image_185.png" /><figcaption>**Fig. 7.49** «Fenêtres» de fonte (1-5) dans le haut des éboulis situés sous la Pointe de Dreveneuse (557.950 / 123.800), secteur C sur fig. 7.48. Orientation : WNW. (Photo : 27 avril 2003)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_186.png" /><figcaption>**Fig. 7.50** «Fenêtres» de fonte dans la partie supérieure des éboulis des Conchettes (vallon de Draversa) sur le flanc WNW de l'Arête de Pré Fleuri (557.100 / 123.400), secteur D sur fig. 7.48. (Photo : C. LAMBIEL, 27 avril 2003)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_187.png" /><figcaption>**Fig. 7.51** «Fenêtres» de fonte dans les éboulis de Pré Fleuri (Combe de Dreveneuse, 557.600 / 124.200), secteur B sur fig. 7.48. L'orientation du versant est ENE. (Photo : 27 avril 2003)</figcaption></figure>
entreprises afin de déterminer quelle est la part de la ventilation interne des éboulis et celle des avalanches dans la précocité de la disparition de la neige dans la partie supérieure de ces versants.

### (b) Des éboulis froids et des épicéas nains

Dans les années 1990, une route a été construite dans la bas de la Combe de Dreveneuse. Elle permet un accès aisé au site, mais surtout elle traverse la partie

inférieure de plusieurs éboulis froids (fig. 7.52, 7.53) et notamment une zone d'épicéas nains (fig. 7.54). A cet endroit (557.650 / 124.825), à 1560 m.s.m., de la glace a été excavée dans le courant de l'été lors de la construction de la route (S. FRACHEBOUD, comm. pers.). Dans un éboulis orienté vers l'E et qui jouit d'un ensoleillement généreux, la présence d'épicéas nains, d'une végétation hyrophile et d'un sol organique épais dont l'association semble être caractéristique des versants ombrés (cf. 7.2.2.2, RUZICKA 1999,

<figure><img src="image_188.png" /></figure>

Fig. 7.52 Eboulis froid n°1 à l'entrée de la Combe de Dreveneuse (sec-teur A sur fig. 7.48, orientation E, 1560 m.s.m.). Des sorties d'air froid étaient çà et là perceptibles (étoile noire). L'étoile blanche indique l'em-placement de la figure 7.53. (Photo : C. LAMBIEL, 27 avril 2003)

<figure><img src="image_189.png" /></figure>

Fig. 7.53 Glace en surface de l'éboulis n°1 à l'entrée de la Combe de Dreveneuse (localisation de l'emplacement sur fig. 7.52) juste après la disparition de la neige (photo : 27 avril 2003). Au-dessous du trait discontinu, la glace occupe tous les interstices. L'important volume de glace, attribué au regel des eaux de fonte du manteau neigeux au contact d'un sol au préalablement sur-refroidi, est un indice de fonctionnement d'un effet de cheminée dans l'éboulis.
RIST 2003) est surprenante. Cet éboulis s'appuie sur le flanc externe d'une moraine tardiglaciaire (fig. 7.54). La moraine, composée de matériaux beaucoup plus fins que l'éboulis, peut être considérée comme impossible à la circulation de l'air, avec pour preuve la croissance d'une végétation «normale» (on reconnaît l'ombre d'un épicéa de taille élevée au premier plan de la fig. 7.54). Faisant partiellement barrage à l'éboulis, la moraine pourrait favoriser le refroidissement du sol en hiver et le maintien de conditions froides en été en concentrant et accélérant le flux d'air circulant dans l'éboulis (fig. 7.55).

### 7.4.4.4 Tour de Don / Eusin

Ce site se trouve 3 km au NW de la Combe de Dreveneuse, sur les hauteurs de l'Alpage d'Eusin. Il s'agit d'une combe orientée vers le N, surmontée au S par la Tour de Don, une muraille raide haute de 300 m. Des cônes d'éboulis se développent entre 1550 et 1700 m.s.m. au débouché de plusieurs couloirs. Au printemps, ces éboulis sont jonchés de dépôts d'avallanches (fig. 7.56). Aucune observation de détail, ni aucune mesure n'a été réalisée, mais la photo (fig. 7.56) prise au printemps semble indiquer la présence

<figure><img src="image_190.png" /></figure>

Fig. 7.54 Eboulis froid n°2 à l'entrée de la Combe de Dreveneuse (secteur A sur fig. 7.48) et peuplement d'épicéas nains. L'éboulis s'appuie sur une moraine latérale tardiglaciaire du glacier de la Combe de Dreveneuse. (Photo : 27 avril 2003)

<figure><img src="image_191.png" /></figure>

Fig. 7.55 Carte schématique de l'éboulis froid n°2 à l'entrée de la Combe de Dreveneuse (fig. 7.54). Les flèches sombres indiquent des mouvements d'air relativement chaud, les flèches blanches, des déplacements d'air relativement froid. La moraine tardiglaciaire pourrait concentrer le flux d'air circulant dans l'éboulis, donc l'accélérer et ainsi favoriser en été le maintien de températures du sol suffisamment fraîches pour ralentir la croissance des épicéas.
<figure><img src="image_192.png" /><figcaption>Fig. 7.56 «Fenêtres» de fonte (flèches) possibles dans les éboulis au pied du versant nord de la Tour de Don (Combe d'Eusin). (Photo : 27 avril 2003)</figcaption></figure>

de plusieurs taches de fonte de neige précoce toutes situées vers 1630 m.s.m. La plus surprenante est la «fenêtre» située immédiatement en rive droite du débouché du principal couloir sous le sommet de la Tour de Don. Cette fenêtre se trouve à un point bas, à la jointure de deux cônes d'éboulis. En général, ces lieux sont propices à l'accumulation d'importantes quantités de neige durant l'hiver (neige déplacée par le vent, petites coulées). Or, il s'agit du premier endroit déneigé. Il n'y a qu'un pas à faire pour y voir l'action de remontées d'air chaud dans l'éboulis durant l'hiver. Mais est-ce vraiment le cas ?

## 7.5 CONCLUSIONS

Les mesures et observations réalisées dans les différents sites de basse et moyenne altitude permettent de tirer les conclusions suivantes :

(a) Le refroidissement saisonnier ou annuel de la partie inférieure d'un éboulis, provoqué par un système de ventilation interne (effet de cheminée) dépendant du contraste de température entre l'intérieur et l'extérieur de la formation, semble carac-

téristique d'un nombre considérable d'éboulis de basse et moyenne altitude, quelle que soit leur orientation et leurs dimensions. En effet, tous les éboulis observés ont fourni des indices révélant l'activité d'un tel processus.

(b) En hiver, l'ascendance d'air chaud qui se produit au sein de l'éboulis provoque la fonte basale de la couche de neige dans la partie haute de l'accumulation sédimentaire, fonte qui peut conduire à la formation de figures d'affaissement (dépressions) de la surface du manteau neigeux, voire à l'ouverture de cheminées traversant l'intégralité de la couche de neige. Ces cheminées ne se forment qu'un certain temps (longtemps ?) après la mise en place de la neige. Ceci démontre que des ouvertures dans le couvert neigeux ne sont pas nécessaires au développement d'un système de circulation d'air, mais en sont uniquement la conséquence. Les basses températures enregistrées au début de l'hiver 2001/2002 au capteur Ly-L04 (-17°C) dans le haut de l'éboulis 3 de la Combe de Vudèche (cf. 7.4.3.5) en l'absence probable de neige indiquent que ce capteur n'est pas directement situé à l'emplacement d'une sortie d'air chaud et que l'évacuation de l'air se con-
centrerait dans des «canaux» préférentiels. Une fois le manteau neigeux établi, l'élévation de la température à +0.75° à Ly-L04 montre que l'obturation des canaux d'évacuation provoque la diffusion (dispersion) de l'air chaud dans de plus larges secteurs de la partie haute des éboulis.

(c) L'ascendance d'air chaud provoque également l'aspiration d'air froid dans la partie basse de l'éboulis même au travers d'une couche de neige continue atteignant 1 à 3 mètres d'épaisseur. Ce processus est très efficace par temps très froid et semble pouvoir refroidir le terrain jusqu'à 15 m de profondeur au moins (cf. 4.5.4, 7.3.7). Un réservoir considérable de «frigories» se crée au sein de l'éboulis.

(d) **En été**, l'air froid interne de l'éboulis est évacué dans sa partie basse. **Au Creux du Van**, on observe de plus une relation thermique parfaitement inverse avec l'air extérieur. **Plus il fait chaud, plus la température de l'air sortant de l'éboulis est froide.** Le processus à l'origine de cette dépendance n'est pas connu. L'accroissement de la vitesse du courant d'air au travers de l'éboulis lorsqu'il fait plus chaud qui provoquerait une fonte accrue de la glace au cœur de la formation et/ou l'évaporation (sublimation) de l'humidité (glace) contenue dans le sol proche de la surface peut cependant être envisagé comme responsable de cette relation inverse (cf. 7.3.3, 7.2.2.1). L'inexistence d'une telle relation (p. ex. Monnaie) serait dès lors consécutive à l'absence de glace dans l'éboulis et/ou à un taux d'humidité du sol relativement faible à proximité de la surface.

(e) Après celles du Creux du Van, les mesures réalisées dans l'éboulis de la Monnaie et dans la Combe de Vudèche ont confirmé qu'il existe un décalage longitudinal entre la zone où le refroidissement hivernal est le plus marqué et celle où le réchauffement est minimal durant l'été (cf. 7.3.4) et que, par conséquent, le **cheminement de l'air dans l'éboulis n'est pas parfaitement symétrique selon le sens de son écoulement**. La partie médiane d'un éboulis peut être soumise à un surrefroidissement hivernal (aspiration d'air) alors que durant l'été, elle n'est pas affectée par l'expulsion d'air frais. Celui-ci, par gravité, se concentre de préférence vers le point le plus bas de l'éboulis. Ce secteur inférieur peut par contre ne connaître qu'un faible refroidissement hivernal.

(f) Où la température du sol a été mesurée (Creux du Van, Monnaie, Vudèche), quatre types de composition thermique annuel du sol (I-IV, cf. 7.3.5) ont pu être distingués. Les **différences de température moyenne annuelle** entre ces différents types et l'air ont la structure I > Air ≈ II > IV > III (cf. 7.3.6) avec des **écarts** cependant variables selon les sites. Au Creux du Van, le système de ventilation provoque une **anomalie thermique annuelle négative de la partie la plus froide de l'éboulis (type III) de plus de 4°C** par rapport à celle de l'air (cet écart a dépassé 6°C entre octobre 2002 et septembre 2003) et de plus de 5°C avec la partie la plus chaude de l'éboulis (type I). A Vudèche et à la Monnaie, l'anomalie thermique négative annuelle de la zone la plus froide semble dépasser 3°C par rapport à l'air et aux parties supérieures des éboulis.

(g) **Dans la partie froide d'un éboulis**, en raison de la relation thermique inverse avec l'air en été et du rôle négligeable joué par l'enneigement, l'évolution de MAGST dans le temps **diffère radicalement de celles observées dans des situations «normales» de haute altitude** (cf. 7.3.6).

(h) Les mesures thermiques (UTL, BTS) sont adéquates et idéales pour détecter les modalités de fonctionnement d'une ventilation interne d'un éboulis. Au printemps, la **présence de «fenêtres» de fonte précoce** dans la partie supérieure d'un éboulis est également un très bon indice.

A l'exception du Creux du Van, les mesures effectuées n'ont pas cherché à déterminer la présence de pergélisol. Sauf dans l'éboulis de la Monnaie et celui du Dos d'Ane, celle-ci peut être envisagée dans la plupart des autres formations, en particulier dans l'éboulis 3 de Vudèche où une température moyenne quasi annuelle de +1.0°C a été relevée, du même ordre de celle enregistrée dans la zone d'épicéas nains au Creux du Van.

(i) Au Creux du Van, sans que l'on en comprenne exactement les raisons, il existe une inadéquation spatiale entre les conditions thermiques observées à la surface et le positionnement de corps gelés potentiels en profondeur. Les zones les plus résistantes (contenant le plus de glace ?) sont situées à l'amont des secteurs où les températures de surface (annuelles, estivales ou hivernales) sont (les plus) froides.
# 8. REFROIDISSEMENT DU SOL PAR UN EFFET DE CHEMINÉE DANS DES DÉPÔTS SÉDIMENTAIRES GROSSIERS DE HAUTE ALTITUDE ?

L'hypothèse d'un effet de cheminée, caractéristique des éboulis froids de basse altitude, n'a jamais (ou rarement) été réellement envisagée au travers de tout un éboulis situé dans la zone du pergélisol discontinu ou d'un glacier rocheux. Un tel processus est-il possible ? Et si tel est le cas, contribue-t-il à expliquer (partiellement) la répartition spatiale du pergélisol observée dans les deux types de formations susmentionnées : éboulis (8.2-8.3) et glaciers rocheux inactifs/fossiles (8.4) ? Ce chapitre 8 traite de l'existence d'indices révélant (ou non) le fonctionnement d'un tel effet de cheminée.

## 8.1 ÉTAT DE LA QUESTION

### 8.1.1 Concepts de circulations d'air

Les différents modes de circulation d'air qui sont habituellement envisagés dans des accumulations sédimentaires grossières d'altitude ne concernent généralement que la partie superficielle (couche active) du sol. En raison de l'absence de végétation et de sol protecteurs, des concepts de circulations d'air à composante principale verticale prédominent. Des mouvements latéraux ne sont supposés qu'à une échelle restreinte au niveau de la couche active.

Dans un terrain constitué de blocs, on considère que l'air peut s'y mouvoir aisément sous forme de cellules de convections (Balch effect). Ces mouvements relèvent de la différence de densité de l'air en fonction de sa température.

Par temps froid hivernal, en l'absence de neige ou lorsque celle-ci n'atteint qu'une épaisseur restreinte, l'échange d'air s'opèrerait uniquement de manière verticale directement entre le sol et l'atmosphère (KELLER 1994, HARRIS & PEDERSEN 1998). Ce concept est similaire à celui du «piège à air froid» à l'origine de certaines glacières dans des cavités karstiques (cf. 7.1.3).

Lorsque l'épaisseur de neige s'accroît, l'échange d'air entre le sol et l'atmosphère peut continuer à s'effectuer par la formation d'ouvertures dans la couche de neige. Ainsi, sur la surface chaotique du glacier rocheux de Murtèl, BERNARD et al. (1998) ont observé la formation de trous (funnels) dans la neige dans lesquels de l'air froid s'engouffre (dans les sillons) et de l'air «chaud» s'échappe (sur les flancs des rides), phénomène qui se maintient durant une grande partie de l'hiver et qui contribue au refroidissement de la couche active (HOELZLE et al. 1999) et du pergélisol sous-jacent. La densité spatiale de ces funnels décroît au fur et à mesure que le manteau neigeux s'épaissit (et que la couche active se refroidit).

Lorsque la couche de neige est continue, la convection d'air ne s'effectuerait plus qu'à l'intérieur de la couche superficielle de blocs et tendrait à uniformiser sa température tel que ceci a été observé durant tout l'hiver dans la couche de blocs du glacier rocheux des Savolaires à l'Alpage de Mille (cf. 2.2, fig. 2.4). Théoriquement, des mouvements d'air «latéraux» (advection) peuvent alors également s'opérer. L'expérience et les observations réalisées par BADER et al. (1939) dans une pente d'éboulis de haute altitude
(Parsenn, Davos) inclinée à 32° sont à ce sujet par-
lante. Elles ont démontré d'une part, qu'un déplace-
ment d'air ascendant, parallèle à la surface, se produit
sous ou à la base du manteau neigeux et d'autre part,
que sa vitesse augmente considérablement lorsque la
température extérieure s'abaisse.

L'hypothèse peut être émise qu'un *effet de cheminée* concernant l'intégralité d'une accumulation sédimentaire meuble (éboulis, glacier rocheux) et impliquant des circulations d'air à relativement grande profondeur peut également fonctionner et contribuer (partiellement) au refroidissement de certaines portions du terrain. L'unique condition requise serait que la porosité efficace soit suffisante pour permettre à l'air d'y circuler.

8.1.2 Répartition du pergélisol dans les
éboulis et facteurs envisagés

Depuis les travaux réalisés par HAEBERLI (1975) dans la région de la Fluëla, il est admis que le **pergéli-sol**, s'il existe, **se concentre de préférence dans la partie inférieure des pentes d'éboulis** (**situation de pied de versant**). Ce mode de répartition est généra-lement imputé aux dépôts de neige d'avalanches accu-mulés dans la partie inférieure du versant durant l'hiver qui, persistant longtemps durant l'été, préviennent le sol du réchauffement estival. Cependant, il n'y a eu que très peu de travaux de recherche qui ont traité en détail du régime thermique des éboulis d'altitude et l'on connaît mal les facteurs qui y déterminent la répar-tition spatiale et les caractéristiques du pergélisol.

Répétant les mesures de sismique-réfraction réa-
lisées par HAEBERLI (1975) dans un éboulis du Col de la
Fluëla (2380-2600 m.s.m.), LERJEN et al. (2003) cons-
tatent que malgré le réchauffement du climat intervenu
durant ces 30 années, la distribution du pergélisol ne
s'est pas modifiée durant ce laps de temps. Ils notent
également que dans ce versant soumis au vent et aux
avalanches, la date de disparition de la neige (snow
melt pattern) n'est pas à elle seule un bon indicateur
de la répartition du pergélisol. Cette dernière est par
contre clairement liée à la granulométrie de surface de
l'éboulis : la présence de pergélisol correspond aux
secteurs où les matériaux de surface sont les plus
grossiers. LERJEN et al. (2003) envisagent dès lors que
des circulations d'air, sans vraiment préciser lesquel-
les, contribuent à accélérer le refroidissement du sol.

Le profil longitudinal de sismique-réfraction réa-
lisé sur le pergélisol de la partie basse de cet éboulis de
la Fluëla par HAEBERLI (1975), puis répété par LERJEN

(2001), a révélé dans les deux cas un épaississement
de la couche active en direction de l'amont (passant
de 1 à 5 ou 10 m selon le profil et le mode de calcul
utilisé). Cette structure ressemble étrangement à celle
observée au Creux du Van à l'aide de la géoélectrique
(cf. 7.3.7). Durant l'été 2002, deux forages ont été réa-
lisés jusqu'à une vingtaine de mètres de profondeur
dans les parties amont (Bh1) et aval (Bh2) de l'ébou-
lis de la Fluëla (LUETSCHG et al. 2003). Les relevés de
température devraient en principe bientôt permettre de
déterminer si un effet de cheminée participe au refroï-
dissement de la partie basse de ce versant.

8.1.3 Circulations d'air profondes dans des glaciers rocheux ?

Les investigations actuelles sur les circulations d'air dans des glaciers rocheux portent essentiellement sur celles affectant la couche superficielle d'une formation active (e.g. HANSON & HOELZLE 2003, HERZ et al. 2003a,b). Qu'en est-il à plus grande profondeur ?

Des forages ont permis d'observer d'importants niveaux de blocs sans matrice fine et sans glace incor-
porée dans les profondeurs de la partie terminale du
glacier rocheux actif de Muragl (ARENSON et al. 2002).
Des niveaux à blocs sans matrice fine ont aussi été
décelés à la base du glacier rocheux actif de Murtèl
(ARENSON et al. 2002). Ces relevés démontrent que
la porosité d'un glacier rocheux actif peut localement
être relativement importante.

Dans les niveaux profonds à gros blocs du glacier rocheux de Murtèl, sur la base de mesures thermiques, VONDER MÜHLL et al. (2003) soupçonnent non seulement l'eau, mais également l'air d'y circuler. Si l'on est cependant encore loin de parler d'une circulation d'air de type *effet de cheminée*, ce qui semble possible dans des glaciers rocheux actifs où la teneur en glace peut être (très) importante, devient d'autant plus envisageable dans un glacier rocheux inactif ou fossile où le contenu en glace plus faible augmente potentielle-ment la porosité et, par conséquent, la capacité pour l'air de s'y mouvoir.

La présence de corps gelés dans des glaciers rocheux habituellement considérés comme fossiles (qui, selon la définition seraient alors des formations inactives) est de plus en plus fréquemment signalée. **Est-il dès lors possible qu'un effet de cheminée contribue au refroidissement interne et à la pré-servation de glace au sein de glaciers rocheux inactifs/fossiles dont la période d'activité et de formation remonterait au Pléistocène (cf. 2.4) ?**
## 8.2 QUELQUES OBSERVATIONS DU POSSIBLE FONCTIONNEMENT D'UN EFFET DE CHEMINÉE DANS DES ÉBOULIS DE HAUTE ALTITUDE

### 8.2.1 Les fenêtres de fonte de neige précoce dans les éboulis de la Tita Neire (2410-2500 m.s.m.)

La Tita Neire (2701 m.s.m.) est un sommet isolé de la chaîne du Grand-Muveran (Alpes Vaudoises) au-dessus de Derborence. Des calcaires lités s'y débitent en plaquettes peu volumineuses (faible proportion de blocs de taille supérieure au décimètre) dont l'accumulation au pied du flanc N-NE de la montagne forment des éboulis d'une centaine de mètres de hauteur (2410-2500 m.s.m.). Le document de juillet 1990 qui m'a été transmis (fig. 8.1) est éloquent : d'innombra-bles «fenêtres» de fonte se succèdent tout au long de la moitié supérieur du tablier d'éboulis.

Dans quelle mesure, ces fenêtres sont-elles la conséquence d'un effet de cheminée ayant agi durant l'hiver et accéléré la disparition de la neige dans la partie supérieure des éboulis ?

L'éboulis du col de la Fluëla mentionné précédemment est dans une situation d'altitude et d'orientation comparable à de celui de Tita Neire. Or, la température mesurée au début de l'hiver 2002 dans le forage Bh1 situé dans la partie supérieure de l'éboulis de la Fluëla indiquait des valeurs supérieures ou égales à +1.5°C jusqu'à la base du dépôt (14.5 m) ainsi que dans la roche en place sous-jacente jusqu'à 20 m de profondeur (LUETSCHG et al. 2003). Ceci démontre que même à cette altitude, un réservoir de chaleur est contenu dans l'éboulis et peut permettre à un éventuel effet de cheminée d'initier la fonte basale du manteau neigeux durant l'hiver. On peut supposer que des conditions plus ou moins similaires sont possibles dans l'éboulis de la Tita Neire.

<figure><img src="image_193.png" /><figcaption>**Fig. 8.1** «Fenêtres» de fonte dans les éboulis du versant NNE de la Tita Neire. Le document de 2003 permet de définir la limite supérieure de l'éboulis et de la reporter sur la première image. (Photos : P. X. MEURY)</figcaption></figure>
Il y a cependant lieu de considérer trois facteurs :

- l'amoncellement de neige qui se forme au contact entre la tête de l'éboulis et la paroi rocheuse susjacente par suite du balayage hivernal de la paroi par le vent et de fréquentes petites coulées de neige,

- le balayage possible de la neige par le vent dans la partie médiane à supérieure de la pente d'éboulis

- et l'accumulation de cette neige soufflée ainsi que des dépôts d'avalanches au bas du versant.

La combinaison de ces trois facteurs peut à elle seule avancer la date de disparition du manteau neigeux dans la partie médiane à supérieure d'une pente d'éboulis par rapport à son extrémité inférieure (e.g. LERJEN et al. 2003) sans qu'il ne s'agisse de fenêtres de fonte liées à un processus de ventilation interne. La chronologie d'ouverture de fenêtres de fonte précoce, eu égard à l'ensemble de ces différents facteurs, est schématisée à la figure 8.2. Dans le cas de la Tita Neire, l'homogénéité de disposition des fenêtres tend à prouver que ces facteurs, certes potentiellement importants à haute altitude mais irréguliers dans le temps et dans l'espace, ne peuvent être la cause unique de la fonte avancée de la neige dans la partie supérieure des éboulis et qu'un effet de cheminée ayant fonctionné durant l'hiver est possible.

## 8.2.2 D'autres fenêtres de fonte ?

### 8.2.2.1 Mont Gitsa / Arolla (2880-3020 m.s.m.)

Les éboulis du versant SSW de la crête rocheuse reliant le Mont Gitsa (3114 m.s.m.) à La Roussette (3232 m.s.m.), dans le vallon des Fontanesses au-dessus d'Arolla, se développent entre 2880 et un peu plus de 3000 m.s.m. Ils sont composés de blocs de gneiss (d'Arolla) qui, dans la partie inférieure des pentes sont de taille décimétrique à métrique. Dans le haut, où se développent des loupes de gelifluction, les matériaux sont plus fins. La base des éboulis, apparentée à une ébauche de glacier rocheux (GARDAZ 1997), montre des signes peu évidents de fluage profond.

GARDAZ (1997) a relevé des valeurs BTS inférieures à -3°C au pied de ce versant en mars 1994. A la fin du mois d'avril 2002, des fenêtres de fonte précoce semblaient apparaître dans le haut des accumulations (fig. 8.3). Qu'un lien direct existe entre l'abaissement des températures du sol bien au-dessous de 0°C durant l'hiver au pied de ce versant ensoleillé (aspiration

<figure><img src="image_194.png" /></figure>

**Fig. 8.2** Facteurs de formation et de développement de «fenêtres» de fonte précoce dans des pentes d'éboulis en moyenne et haute montagne soumises à l'influence de déplacements de neige par le vent et les avalanches. Durant les phases très froides de l'hiver, un effet de cheminée (flèches) provoque, si la température de l'air en circulation est supérieure à 0°C, la fonte basale du manteau neigeux et l'apparition de déplacements et de cheminées à la surface de la couche de neige (a). Ce même effet provoque l'aspiration d'air très froid dans la partie inférieure de l'éboulis (flèche noires). Au printemps, une première fenêtre s'ouvre rapidement aux 2/3 environ de la hauteur de l'éboulis (b). Son ouverture peut être limitée vers le haut par la présence d'importantes quantités de neige accumulées au pied de la paroi sommitale (A). La «fenêtre» continuera par la suite à s'ouvrir vers l'aval (c), où la neige a pu être partiellement ôtée par le vent et les avalanches durant l'hiver. Son extension verticale ou latérale peut être ralentie par la présence de dépôts d'avalanches (B). La position de ces dépôts dans le versant et leur importance dépendent en particulier de la topographie des zones de départ et de transit des avalanches (une paroi sommitale raide et dépourvue de couloirs, comme celle de Tita Neire (fig. 8.1)) est peu propice à la formation de grandes avalanches car la neige ne peut s'y accumuler en importante quantité), de l'enneigement (rythme et ampleur des chutes de neige) et des dimensions de la pente d'éboulis.

d'air froid ?) et, simultanément, un mouvement d'air «chaud» ascendant accélérant la fonte de la neige dans le haut de la pente ne peut évidemment pas être démontré sur la base de ces quelques indices, mais peut être envisagé. Pour vérifier cette hypothèse, une prospection plus poussée (UTL, BTS, géoélectrique) de ce site vient d'être initiée par C. LAMBIEL.
<figure><img src="image_195.png" /></figure>

**Fig. 8.3** Fenêtres de fonte précoce dans les éboulis SSW du Mont-Gitsa (Arolla) à 3000 m.s.m. (Photo : C. LAMBIEL, 30 avril 2002).

### 8.2.2.2 Péseries / Luisin (2100-2350 m.s.m.)

A fin mai 2003, des fenêtres de fonte précoce s'ouvraient entre 2200 et 2300 m.s.m. dans la partie supérieure de l'éboulis des Péseries (564.400/107.800) (fig. 8.4), d'orientation ESE, au pied de la face E du Luisin (2785 m.s.m.), au-dessus Salvan / Les Marécottes (VS). Les ouvertures dans le manteau neigeux étaient disposées de part et d'autre de l'accumulation de neige formée au débouché du principal couloir drainant la face. Dans quelle mesure sont-elles la conséquence d'un «effet de cheminée» ou celle du déplacement de la neige par le vent et les avalanches durant l'hiver ?

### 8.2.2.3 Et encore...

L'éboulis de Vria (574.500 / 101.000), d'orientation NNE, situé dans le cirque sommital du Catogne (2594 m.s.m., VS, cf. fig. 7.31) comportait une importante zone de fonte précoce entre 2200 et 2300 m.s.m. à fin mai 2003. Cet éboulis est la continuation amont d'un grand glacier rocheux fossile.

La partie supérieure (environ 2400 m.s.m.) de l'éboulis de la Tsayetta (613.300 / 123.600), dans le versant WNW de l'Illhorn (2716 m.s.m.) à l'entrée du Val d'Anniviers (VS) était elle aussi rapidement déneigée vers la fin du mois de mai 2003.

Tous ces exemples ne sont de loin pas des preuves du fonctionnement d'un système de ventilation interne

dans des éboulis d'altitude. Cependant, la répétition du phénomène d'apparition de fenêtres rapidement déneigées dans la partie supérieure dans ce type de dépôt sédimentaire est surprenante. Elle pousse à observer soigneusement à l'avenir le déneigement des versants d'éboulis et à effectuer en particulier des mesures de température du sol (BTS, UTL) dans les sites accessibles (p. ex. Péseries, Tsayetta) afin d'infirmer ou de réfuter le processus de ventilation envisagé.

<figure><img src="image_196.png" /></figure>

**Fig. 8.4** Fenêtres de fonte précoce (flèches) ? Eboulis des Péseries / Luisin. (Photo : 30 mai 2003)
### 8.2.3 Effet de cheminée dans l'éboulis W du Petit Mont Rouge (Arolla, 2600-2720 m.s.m.)

Comme dernier exemple, je me permets de signaler les observations et mesures réalisées par C. LAMBIEL (comm. pers.) dans l'éboulis du versant W du Petit Mont Rouge (600.250/096.250) (Fontannesses / Arolla). Au pied de l'éboulis repose un petit glacier rocheux considéré comme fossile (GARDAZ 1999). Au milieu du mois de mars 2003, C. LAMBIEL a remarqué à mi-hauteur de la pente (2650 m.s.m.) des figures d'affaissement du manteau neigeux similaires à celles observées un mois plus tôt dans la Combe de Vudèche (cf. 7.4.3.6). Un UTL qu'il avait placé dans ce secteur durant l'hiver 2001/02 a pour sa part relevé durant la période froide de décembre 2001 (cf. 7.4.3.5) des valeurs positives (+0.6°C), 0°C n'étant atteint qu'après la mi-janvier. Les capteurs mis en place dans la partie inférieure du versant ont quant à eux enregistré des températures très basses (-6°C à -12°C selon les endroits) en décembre. La température du sol se situait encore entre -3°C et -5°C à fin février. Ce cas de figure est à nouveau comparable à celui de la Combe de Vudèche (cf. 7.4.3.5).

Cet exemple démontre qu'il faut compter avec la possibilité de fonctionnement d'un effet de cheminée dans une formation située aux environs de la limite inférieure du pergélisol discontinu.

## 8.3 L'ÉBOULIS DES LAPIRES

### 8.3.1 Description du site et mesures (retenues) effectuées depuis 1998

L'éboulis des Lapires est une vaste pente de plus de 500 m de large, orientée au NE, entre 2350 et 2700 m.s.m. (fig. 8.5). Les gélifracts, avant tout des gneiss, proviennent des parois délitées du flanc N de la Pointe des Lapires (2973 m.s.m.). De multiples processus géomorphologiques participent à la construction du voile d'éboulis : avalanches, éboulisation, coulées torrentielles, cryoturbation, solifluction, pour ne citer que les plus évidents. Un embryon de forme due à la reptation lente et profonde d'une partie de l'éboulis (vers UTL 03 sur fig. 8.5), de même que l'altitude/orientation du site laissent présager l'existence au moins discontinue de pergélisol. Le profil du dépôt sédimentaire est concave et le granocLASSEMENT n'est pas systématique. Deux secteurs sont cependant caractérisés par un matériel de surface grossier sans réelle

matrice fine apparente (fig. 8.5). L'ensoleillement potentiel du versant augmente vers l'aval (fig. 8.6). Au milieu de la pente d'éboulis, l'ombre est permanente de fin octobre à fin février.

En août 1998, une campagne de mesures de résistivité électrique (deux sondages verticaux, fig. 8.5, et 6 lignes de traîné, fig. 8.6) réalisée dans la moitié inférieure de la pente avait permis de constater la présence localisée de pergélisol (REYNARD et al. 1999, DELALOYE et al. 2001). Les mesures entreprises par la suite ont eu pour but de déterminer la distribution du pergélisol dans l'intégralité de la pente d'éboulis et de préciser le régime thermique du sol. Parmi ces données, retenons :

- 71 mesures BTS effectuées en mars 1999 le long des lignes de traîné La-W01 à La-W04 de l'été précédent (fig. 8.7, cf. 4.6.2) (LAMBIEL 1999);

- 301 mesures BTS couvrant l'ensemble de la pente d'éboulis réalisées en mars 2002;

- la répétition de 121 mesures BTS en 2001, 2002 et 2003 entre le pylône P10 et l'extrémité inférieure de l'éboulis (dans le cadre de PERMOS) (cf. 3.2.4.2);

- 36 UTL placés sur l'éboulis de septembre 2000 à septembre 2001 (fig. 8.5);

- de nouvelles lignes de traînés (TURATTI 2002) réalisées en août 2001 représentant, avec celles de 1998, 274 points de mesure de résistivité électrique apparente du sol;

- trois profils tomographiques de résistivité électrique effectués en août 1999 : deux à proximité de pylône P10 (La-P01, La-P02) et un à l'W du pylône P09 (La-P03) (DELALOYE et al. 2001); un quatrième a été ajouté en juillet 2001 peu au-dessous de P09 (La-P04) (MARESCOT et al. 2003) (fig. 8.5);

- depuis décembre 1998, l'enregistrement continu de la température du sol au pied des fondations du pylône P10 (jusqu'à 6 m de profondeur) et dans le forage de 20 m de profondeur situé à proximité (cf. 3.4);

- depuis décembre 1998, enregistrement de la température de l'air au pylône P10 (cf. 5.2).

### 8.3.2 Répartition du pergélisol

Les travaux d'installation d'ouvrages de déclenche-ment d'avalanches (Gazex) réalisés en 2000-2001 dans
<figure><img src="image_197.png" /></figure>

**Fig. 8.5** L'éboulis des Lapires (2350-2700 m.s.m.). Localisation des pylônes (P09-11), du forage (F), des UTL (pastilles L01 à L36), des sondages électriques verticaux (La-S01 et La-S02) et des quatre profils tomographiques La-P01 - P04 (lignes blanches pointillées). Les zones délimitées par le trait discontinu correspondent aux secteurs où le matériel de surface est le plus grossier. (Photo C. LAMBIEL, 2000)

la partie supérieure du versant rocheux de la Pointe des Lapires ont révélé localement la présence de glace dans les fissures de la roche au-dessous de 2 m de profondeur environ (T. ROGGO, comm. pers.), ce qui laisse penser que cette paroi est au moins partiellement occupée par un pergélisol. Dans l'éboulis, les excavations réalisées en juin 1998 jusqu'à 7-8 m de profondeur en vue de l'implantation des pylônes de télécabine P09 et P10 (fig. 8.5) ont permis d'observer la présence de sédiments gelés (Lambiel 1999, cf. 3.4). Les températures mesurées dans le forage à proximité de P10 indiquent la présence d'un pergélisol tempéré (cf. 2.1) atteignant au moins 20 m de profondeur.

Les investigations menées dans la pente d'éboulis ont démontré que la répartition du pergélisol y est discontinue (LAMBIEL 1999, REYNARD et al. 1999, DELALOYE et al. 2001, TURATTI 2002, MARESCOT et al. 2003). L'état tempéré du pergélisol a cependant rendu difficile par endroit l'interprétation des mesures et, par conséquent, la déter-

mination précise des zones de pergélisol. En dépit de nombreuses incertitudes, une esquisse de la répartition spatiale de ces zones peut néanmoins être proposée (fig. 8.8) :

- Absence de pergélisol dans le secteur médian de l'éboulis ainsi qu'au bas de la pente, à l'W de P09. Dans ces deux secteurs, la résistivité apparente du sol (pa) est généralement inférieure à 3.5 kΩm (fig. 8.6), les BTS étaient supérieures à -2°C en 2002 (fig. 8.7), WEqT (cf. 3.3.2.d) souvent supérieure à -0.7°C en 2001 (fig. 8.8) et MAGST supérieure à +1°C en 2000/01 (fig. 8.8).

- Présence de pergélisol dans la partie supérieure de la pente, au-dessus de 2600 m.s.m. environ. Dans cette zone, où le rayonnement solaire direct potentiel est relativement faible (fig. 8.8), la résistivité apparente du sol (pa) souvent de l'ordre de 5 à 10 kΩm (fig. 8.6), à savoir deux à trois fois supérieure à celle
<figure><img src="image_198.png" /></figure>

**Fig. 8.6** Résistivité apparente du sol mesurée par traîné (a = 12.5 m, profondeur d'investigation estimée : 6-8 m) et interprétation (manuelle). La-W01 à 06 sont les lignes réalisées en 1998. 9, 10 et 11 = pylônes.

<figure><img src="image_199.png" /></figure>

**Fig. 8.7** Interpolation (krigeage) des mesures BTS 2001 (301 points) dans la pente d'éboulis des Lapires. 9, 10 et 11 = pylônes. Le site BTS PERMOS est délimité par une ligne à l'aval du pylône 10.
mesurée dans les zones non gelées de l'éboulis. Elle
indique à elle seule la présence probable d'un terrain
gelé. Les indicateurs thermiques sont également dif-
férents de ceux obtenus dans la zone médiane non
gelée de l'éboulis : les BTS étaient généralement au-
dessous de -3°C en 2002 (fig. 8.7), WEqT inférieure à
-0.7°C en 2001 (fig. 8.8), MAGST inférieure à +1°C
en 2000/01 (fig. 8.8).

- **Présence discontinue de pergélisol dans la moitié inférieure de la pente**, en particulier dans deux zones situées à proximité des pylônes P09 et P10 (dont elles prennent le nom) et **correspondant** approximativement aux secteurs de l'éboulis dont **la granulométrie est la plus grossière** (fig. 8.5). Des valeurs de pa comprises entre 5 et 25 kΩm indiquent la présence éparse de corps de sédiments gelés (fig. 8.6). Le plus souvent, les BTS 2002 étaient au-dessous de -3, voire -4.5°C en 2002 (fig. 8.7), WEqT inférieure à -1.5°C en 2001 (fig. 8.8) et MAGST inférieure à 0°C en 2000/01 (fig. 8.8). Cependant, force est de constater, en particulier dans le secteur P10, que **BTS et pa ne coïncident pas** (fig. 8.6-8.7) : des valeurs BTS froides (< -3°C) sont obtenues à l'aval de la zone où pa est élevée. De plus, une fenêtre comprenant des valeurs BTS élevées (= 0°C) apparaît immédiatement à l'amont (fig. 8.7) du secteur de résistivité élevée. Cette **structure est similaire à celle observée dans l'éboulis du Creux du Van.**

La différence entre l'état thermique du sol relevé par les mesures BTS et la répartition spatiale de corps de sédiments gelés indiquée par la résistivité apparente du sol a été déterminée dans l'intégralité de l'éboulis selon la méthode décrite sous 4.6.1. La comparaison de la carte interpolée des BTS mesurées et de celle des BTS calculées à partir de la relation déterminée avec pa interpolée sur l'ensemble du versant montre (fig. 8.9) non seulement le décalage longitudinal qui se produit dans la zone proche du pylône P10, mais également la présence de BTS apparemment trop chaudes dans la partie supérieure de la zone de résistivité élevée proche du pylône P09.

Des anomalies comparables ont été observées dans la
partie basse de la zone P10 et dans la partie supérieure
de la zone P09 à partir des mesures BTS de 1999 (cf.
4.6.2.3). Cette année-là, les BTS étaient cependant déjà
trop élevées à l'extrémité orientale (zone P09) de la ligne
de traîné La-W04 (la quatrième depuis le bas sur fig. 8.9)
au contraire des BTS 2002. Ceci démontre que les **dif-**
**férences observées entre la structure spatiale des BTS**

et celle de pa se reproduisent d'une année à l'autre, néanmoins avec quelques variations. Les différences de répartition spatiale entre BTS et pa sont-elles dues à un processus de ventilation interne de l'éboulis ?

8.3.3 Indices d'un effet de cheminée dans la zone P10 ?

8.3.3.1 Géométrie du corps gelé

Les profils tomographiques La-P01 et La-P02 effec-
tués perpendiculairement l'un à l'autre à l'emplacement
du forage permettent d'observer la géométrie d'une partie
du corps gelé de la zone P10. Une résistivité calculée
inférieure à 5 kΩm peut être considérée comme révéla-
trice de l'absence de pergélisol, ainsi que le montre le
modèle d'inversion du profil La-P03 (fig. 8.10), entrepris
à l'W du pylône P09 dans la partie la plus basse du ver-
sant (fig. 8.5).

Dans la zone P10, La-P01 a été réalisé longitudina-
lement, c'est-à-dire dans le sens de la pente (fig. 8.5).
Le modèle d'inversion révèle **un corps gelé** de résistivité
**homogène sans modification notable de l'épaisseur de**
**la couche active** (fig. 8.10). Les baisses de résistivité
constatées proche de la surface aux distances 40 et 65 m
du profil correspondent à l'emplacement de routes de
chantier construites lors du remplacement des pylônes
de la télécabine (1997-1998). Le profil La-P01 ne travers-
sant pas l'intégralité du corps gelé, ni dans sa longueur,
ni dans son épaisseur, il n'est pas possible d'avancer de
conclusions sur l'aspect géométrique global de ce der-
nier. Par ailleurs, notons qu'en accord avec les mesures
de résistivité apparente réalisées par traîné, la résistivité
du terrain est censée décroître relativement rapidement
au-delà de l'extrémité aval du profil.

Le profil horizontal La-P02 reproduit quant à lui par-
faitement l'excavation réalisée pour l'implantation du
pylône P10. Ce profil montre aussi la diminution de la
résistivité du terrain en direction de l'E. La température
relevée dans le forage étant de 0°C jusqu'à 20 m de
profondeur, les variations de résistivité sont interprétées
avant tout comme des variations de la teneur en glace du
sédiment. L'excavation du pylône P10 a révélé un ébou-
lis à peu près saturé en glace (LAMBIEL 1999). L'abais-
sement de la résistivité en direction de l'E pourrait être
liée à une diminution du contenu en glace tout comme à
la présence d'un matériel de granulométrie plus fine, tel
que ceci s'observe en surface au-delà de l'extrémité du
profil.
<figure><img src="image_200.png" /></figure>

Fig. 8.8 Esquisse de la répartition spatiale du pergélisol dans la pente des Lapires, température moyenne annuelle du sol (MAGST) 2000-01, température d'équilibre hivernale (WEqT) 2001 et rayonnement solaire potentiel (RSP) estimé à l'aide d'un compas solaire (cf. 5.3.3).

<figure><img src="image_201.png" /></figure>

**Fig. 8.9** Différence entre BTS mesurée et BTS calculée à partir de la résistivité apparente du sol selon méthode proposée sous 4.6.1.
<figure><img src="image_202.png" /><figcaption>**Fig. 8.10** Profils tomographiques La-P01 à La-P03 (espacement inter-électrode 5 m, configuration Wenner) (localisation, fig. 8.5).</figcaption></figure>

### 8.3.3.2 Variations de la température du sol (GST) en 2000/01

Le comportement thermique du sol enregistré par les UTL placés en 2000/01 dans la zone P10 sont reportés sur la figure 8.11 (localisation des capteurs, fig. 8.5).

Le capteur **La-L09** est situé à l'amont de la zone (2575 m.s.m.), sur un lobe de gélifluction en bordure sommitale du secteur où les BTS révélaient des températures «chaudes» en 2002 (fig. 8.7). Après un gel marqué du terrain durant la semaine précédant l'événement de précipitations intenses de mi-octobre 2000 (Gondo) qui a vu passagèrement la limite pluie-neige remonter bien au-dessus de 2500 m.s.m. (OFEG 2002), la température est ensuite égale à 0°C jusqu'à la fin décembre. Dès ce moment-là, et jusque dans le courant du mois de mars, se produisent de petites variations comprises entre -0.9 et -0.4°C. Il est cependant surprenant de noter des **élévations passagères** de la température de 0.2°C (flèches) coïncidant avec des périodes de temps très froid. A proximité, le capteur La-L10 (tout comme La-L08, non représenté) enregistrent immuablement une température

de 0°C durant tout l'hiver. Les températures relative-basses relevées par La-L10 durant une bonne partie de l'été sont probablement causées par des écoulements d'eau.

Dans le secteur médian de la zone P10 (2510 m.s.m.), le capteur **La-L13** est placé dans un matériel grossier constitué uniquement de blocs, une quarantaine de mètres à l'amont du forage. On constate un refroidissement marqué de la température du sol en automne (flèches rouges), intervenant même lorsque la température de l'air est positive (fin octobre). Cette perte de chaleur importante est certainement favorisée par la nature du terrain qui permet soit la convection d'air dans la couche de blocs, soit l'échange direct d'air avec l'atmosphère. Dès la fin novembre, les variations importantes cessent et l'on observe dès lors **une très lente évolution de la température** (réchauffement - refroidissement - réchauffement) qui s'étend jusqu'au début mai. A cette première composante **s'ajoutent** cependant des variations de faible amplitude : on remarque ainsi, après la mi-janvier, **de légères élévations** de température (flèches noires) **coïncidant**, comme pour La-L09, **avec les périodiques**
des de temps très froid. La hausse de température atteint 0.4°C lors de la phase froide de fin février/début mars.

Dans la série enregistrée par le capteur **La-L15** situé **dans la marge orientale** de la zone P10 (2505 m.s.m.), ces variations d'ordre secondaire, relevant d'une **relation inverse** avec la température de l'air extérieur, **tendent à se produire durant tout l'hiver**. Elles sont notamment décelables durant les deux périodes indiquées par les flèches bleues. Dans la marge occidentale de la zone P10, La-L12 (non représenté) montre la même évolution thermique du sol durant l'hiver qu'à l'emplacement de La-L15, sans toutefois que des variations secondaires ne puissent y être identifiées.

Aucun capteur n'a malheureusement été placé dans le secteur inférieur de la zone P10. La-L28 et La-L29 sont

situés à l'aval (2440 m.s.m.). Les séries de températures enregistrées, qui sont par ailleurs typiquement celles de la surface d'un pergélisol (cf. 3.3.2) ne montrent pas de variations secondaires surimposées à l'évolution lente de l'état thermique du sol durant l'hiver.

Durant l'été, une fois la neige disparue dans le couvrant de juillet, la température du sol est proche de celle de l'air à l'emplacement de tous les capteurs (sauf La-L10).

### 8.3.3.3 Variations de la température du sol au pied du pylône P10

L'évolution thermique du sol enregistrée entre 15 et 575 cm de profondeur au pied du pylône P10 (cf. 3.4) durant les hivers 1998/99 à 2002/03 est illustrée à la figure 8.12. On constate :

<figure><img src="image_203.png" /></figure>

**Fig. 8.11** Comportement thermique du sol (moyenne journalière) dans la partie occidentale (P10) de l'éboulis des Lapires de septembre 2000 à septembre 2001 et température de l'air (moyenne journalière). Localisation des capteurs, fig. 8.5. En grisé, l'événement de précipitations extrêmes d'octobre 2000 avec limite pluie-neige remontant jusque vers 2700 m.s.m.
<figure><img src="image_204.png" /><figcaption>**Fig. 8.12** Comportement thermique hivernal du sol (moyenne journalière) au pied du pylône P10 et température de l'air de 1998/99 à 2002/03. Flèches, cf. texte.</figcaption></figure>
- **au-dessous d'environ 2 m de profondeur**, l'existence de variations de température secondaires qui se surimposent durant tout l'hiver à l'évolution thermique «saisonnière» (les particularités de cette dernière sont discutées au chapitre 3.4),

- ces variations sont **inversées par rapport à celles de l'air extérieur** (p. ex. réchauffement par temps froid);

- **au-dessus de 2 m de profondeur, de telles variations se produisent également à partir d'un moment plus ou moins tardif de l'hiver** (entre décembre et mi-janvier selon les années à 15 cm de profondeur); auparavant, les variations à court terme connues par les niveaux proches de la surface sont directement dépendantes de celles de l'air et souvent inverses à celles enregistrées en profondeur (p. ex. mi-décembre 2001 ou décembre 1998 – mi-janvier 1999);

- les variations secondaires sont le plus souvent **synchrones** quelle que soit la profondeur et peuvent atteindre 1°C d'amplitude (par exemple en mars 2001);

- la température ne remonte cependant **jamais au-dessus de 0°C**.

Les hausses de température qui s'observent lors des périodes de temps froid du début de l'année 2001 (flèches noires) correspondent à celles que semblaient indiquer les capteurs La-L09, La-L13 et, dans une moindre mesure, La-L15.

#### 8.3.3.4 Variations de la température dans le forage

L'évolution thermique du sol enregistrée dans les 3 premiers mètres de profondeur du forage durant les hivers 1999/2000 à 2002/03 est illustrée à la figure 8.13. On remarque que des **variations secondaires inverses** (par rapport à l'air) peuvent **occasionnellement** se produire (p. ex. novembre 2001). Elles sont cependant d'ampleur limitée, restreintes essentiellement à la première moitié de l'hiver. Elles s'observent principalement dans les niveaux proches de la surface (au-dessus de 2 m de profondeur) et ce, au contraire du pylône P10, dès le début de la saison d'hiver.

Il n'y a pas de parallélisme systématique entre les variations secondaires de température enregistrées dans le forage et celles observées au pied du pylône. Ainsi, il n'y a par exemple pas de hausse de température dans le

forage lors des périodes de temps froid du début de l'année 2001 (flèches noires), comme cela s'observe au pied du pylône (flèches noires, fig. 8.12) mais également pour d'autres capteurs de la moitié supérieure de la zone P10 (fig. 8.11). Cependant, on constate qu'une élévation de température se produit durant la période froide de février 2002 (flèche bleue), variation qui se remarque également en profondeur à la base du pylône (fig. 8.12).

#### 8.3.3.5 Conclusions sur la zone P10

Des variations de température du sol inverses de celles de l'air sont caractéristiques de la moitié supérieure de la zone P10, comme elles le sont de la partie supérieure d'un éboulis froid de plus basse altitude. **Un apport de chaleur se produit dans le sol au moment même où la perte de chaleur devrait s'intensifier en raison de températures extérieures très froides.** Le constat est particulièrement significatif à l'emplacement du pylône P10 où les variations de températures inverses sont enregistrées jusqu'à près de 6 m de profondeur.

Cette dernière particularité permet d'exclure l'hypothèse d'une convection d'air au sein de la seule couche de blocs «aérée» proche de la surface : on devrait alors assister à une uniformisation de la température en profondeur, comme démontré dans la couche active du gla cier rocheux des Savolaires à l'Alpage de Mille (cf. 2.2, fig. 2.4), ce qui n'est pas le cas au pied du pylône P10. De plus, traversant la couche de neige, le pylône devrait favoriser l'évacuation de la chaleur du sol par conduc tion (cf. 3.4). Or, la source de chaleur apparaît comme suffisamment importante pour freiner ou empêcher le refroidissement du sol par temps très froid. Ces différen tes caractéristiques permettent d'interpréter une partie au moins des variations de températures observées dans le sol comme étant le signe d'un mouvement d'air ascen dant au sein de l'éboulis. Ce déplacement d'air semble être le plus intense durant la première partie de l'hiver (8.3.3.4), bien qu'il se poursuive durant tout la saison hivernale (8.3.3.3).

Les variations de température dans le sol provoquées par cet hypothétique mouvement d'air sont cependant d'ordre secondaire. Elles s'inscrivent **en addition de variations thermiques de plus grande ampleur et de plus longue durée** qui doivent résulter essentiellement d'échanges de chaleur en fonction du bilan d'énergie vert ical entre le sol et l'atmosphère (cf. 2.2).

En l'absence de capteurs thermiques dans la partie basse de la zone P10, il n'est cependant pas possible de se pro-
<figure><img src="image_205.png" /><figcaption>**Fig. 8.13** Comportement thermique hivernal du sol (moyenne journalière) dans le forage des Lapires et température de l'air de 1998/99 à 2002/03. Flèches, cf. texte.</figcaption></figure>

noncer sur l’ampleur du système de ventilation interne de l’éboulis. S’agit-il réellement d’un système global de (cette partie de) l’éboulis et non pas de cellules restrein-

tes ? Les travaux d’excavation pour l’implantation du pylône ne favorisent-ils pas la circulation d’air dans ce secteur de la zone P10 ?
### 8.3.4 Indices d'un effet de cheminée dans la zone P09 ?

Le comportement thermique du sol enregistré par les capteurs situés dans ou à proximité de la zone P09 est illustré à la figure 8.14. Aucune variation de température de type «inverse» ne peut être mise clairement en évidence dans la partie supérieure de ce secteur de l'éboulis (La-L18, 19, 24, 25).

Le capteur La-L36, situé dans la partie la plus basse de la zone, correspond à l'emplacement où les températures hivernales (BTS, WEqT) sont les plus basses enregistrées dans le versant (fig. 8.8). Il montre tout d'abord un rapide refroidissement du terrain au début novembre

comparable à celui enregistré par le capteur La-L13 dans la zone P10 (cf. 8.3.3.2, fig. 8.11). Tout au long de l'hiver se produisent ensuite des variations de température qui semblent directement liées à l'évolution de la température de l'air extérieur, décalées cependant de 1 à 2 semaines. Ce type de variation, qui se retrouve partiellement un peu plus haut dans le versant (La-L32), n'est enregistré de cette manière par aucun des autres capteurs placés sur le site. Peut-il être le signe d'un comportement thermique du sol affecté par une légère tendance à l'aspiration d'air au travers de la couche de neige qui favoriserait le refroidissement du sol, comme c'est le cas dans la partie inférieure des éboulis de basse et moyenne altitude ? Il n'est pas possible de se prononcer sur la base de cette seule série de température.

<figure><img src="image_206.png" /><figcaption>Fig. 8.14 Comportement thermique du sol (moyenne journalière) dans la partie orientale (P09) de l'éboulis des Lapires de septembre 2000 à septembre 2001 et température de l'air (moyenne journalière). Localisation des capteurs, fig. 8.5, 8.8.</figcaption></figure>
### 8.3.5 Conclusions et hypothèses ouvertes

Les mesures et observations réalisées dans la pente d'éboulis des Lapires ont permis de constater :

- la distribution discontinue du pergélisol dans le versant;

- la présence probable de pergélisol dans la partie la plus haute de l'éboulis qui en est également l'un des secteurs les moins ensoleillés; l'existence de ce pergélisol, tout comme l'état probablement gelé de la paroi dominante doivent être en grande partie liés au résultat du bilan d'énergie vertical entre le sol et l'atmosphère;

- la présence de pergélisol dans la partie inférieure du versant, en particulier dans les zones (P10, P09) où la granulométrie de la surface du sol est la plus gros-sière.

Dans le cas de la zone P10 en particulier, les mesures de température du sol ont pu mettre en évidence l'existence d'une circulation d'air ascendante durant les phases les plus froides de l'hiver. La comparaison des mesures BTS et de résistivité apparente du sol montre un fort refroidissement hivernal du sol dans la partie basse, voire à l'aval de la zone gelée, et simultanément des températures du sol élevées (0°C) immédiatement à l'amont du corps de sédiments gelés. Ces indices parlent en faveur du fonctionnement d'un effet de cheminée hivernal dans cette portion de l'éboulis, processus dont l'intensité reste à déterminer. Aucune mesure n'a par contre indiqué une inversion du courant d'air durant l'été.

L'hypothèse peut être avancée que l'absence de pergélisol dans la partie médiane de la pente d'éboulis pourrait également être liée à ce processus de circulation d'air au sein de l'ensemble de l'éboulis. L'ascendance d'air relativement chaud depuis les parties profondes de l'accumulation sédimentaire provoquerait une anomalie thermique positive de la température du terrain qui contribuerait à limiter le potentiel de formation de pergélisol.

La première partie de l'hiver 2001/02 fut froide (notamment décembre, fig. 8.12) et peu enneigée (cf. fig. 5.4 - Mille). Dans la pente des Lapires, le manteau neigeux n'est devenu continu qu'à Noël. La combinaison des deux facteurs (basse température et faible enneigement) doit tout d'abord avoir provoqué un abaissement général de la température de l'éboulis. Une seconde conséquence aurait été une intensification de l'effet de cheminée

qui pourrait avoir contribué à accroître le contraste de température entre les zones froides (aspiration d'air externe ?) et les zones chaudes (ascendance d'air interne ?) de l'éboulis. L'hypothèse dès lors émise est que l'addition de ces deux effets pourrait expliquer en partie les différences constatées dans les mesures BTS répétées dans la partie basse de l'éboulis (site PERMOS, cf. fig. 8.7) entre 2001 et 2003 : en effet, d'une part les BTS ont été froides en moyenne en 2002 (cf. fig. 3.5) et d'autre part, le contraste de température entre les BTS chaudes et froides était plus important qu'en 2001 alors que la valeur moyenne des mesures BTS réalisées était à peu près semblable (cf. 3.2.4.2.b).

Outre la confirmation à apporter de l'existence du processus de ventilation, la principale question qui demeure ouverte à propos des Lapires - et à laquelle il s'agira de tenter de répondre à l'avenir - est de déterminer dans quelle mesure cet effet de cheminée contribue au refroidissement de l'éboulis et à la répartition spatiale du pergélisol dans les parties médiane et inférieure de la pente d'éboulis ? Notons qu'étant donné l'altitude du site, la température moyenne annuelle de l'éboulis est proche de 0°C et qu'il n'est dès lors pas nécessaire qu'un effet de cheminée provoque une anomalie thermique du sol aussi importante qu'à basse altitude pour favoriser la présence de pergélisol : 1 à 2°C pourraient certainement suffire.

Le cas qui prévaudrait aux Lapires est-il généralisable aux versants semblables ailleurs dans les Alpes et dans d'autres chaînes de montagnes ? Il n'existe pour l'heure aucune étude suffisamment avancée pour permettre de se prononcer.

## 8.4 LES GLACIERS ROCHEUX INACTIFS/ FOSSILES DE L'ALPAGE DE MILLE

Des mesures BTS ont été répétées aux mêmes emplacements (précision : +/- 10 m) durant 8 ans (1996-2003) sur deux glaciers rocheux de l'Alpage de Mille, chaque année aux environs du 10 mars. Leurs variations interannuelles révèlent des particularités originales qui sont analysées dans cette section 8.4.

### 8.4.1 Description du site

L'Alpage de Mille est situé sur un large versant orienté vers l'ENE et délimité par une ligne de crête dont le Mont-Brûlé (2543 m.s.m.) en est le point culminant. L'Alpage de Mille comprend sept glaciers rocheux inactifs ou fossiles (RG1-RG7, fig. 8.15) composés de
<figure><img src="image_207.png" /><figcaption>Fig. 8.15 Les glaciers rocheux de l'Alpage de Mille : RG1 – RG6 (RG7 est plus loin à droite). M = station MADD, 1-10 = UTL.</figcaption></figure>

blocs de gneiss (DELALOYE & MORAND 1997). Ils sont dis-
posés au pied de flancs sommitaux (*headwall*) de faible
ampleur (moins de 150 m de dénivellation). La couverture
végétale bien développée qui occupe ces flancs témoi-
gne de leur érosion actuellement insignifiante. La mise
en place des glaciers rocheux est assurément ancienne,
remontant probablement pour la plupart d'entre eux à
la fin du tardiglaciaire ou au début de l'Holocène. RG1
(Savolaires) et RG4 (Ecuries de Mille), dont les formes
encore passablement bombées laissent présager la pré-
sence (préservation) d'un certain volume de glace en leur
sein, ont fait l'objet d'investigations.

RG1 et RG4 sont des glaciers rocheux de taille réduite, longs respectivement de 300 et 250 m. Leur surface est composée exclusivement de blocs de taille décimétrique à métrique. Tous les blocs sont recouverts de lichens. Rhododendrons et mousses apparaissent çà et là sur le glacier rocheux des Savolaires et sont fréquents sur celui des Ecuries de Mille. Les talus latéraux comportent parfois un tapis herbeux continu. Ces observations semblent indiquer l'absence actuelle et récente de fluage significatif des formations.

8.4.1.1 Le glacier rocheux des Savolaires

Le glacier rocheux des Savolaires (RG1, fig. 8.15, 3.4) prend naissance vers 2430 m.s.m. La partie supérieure est presque plate. A 2400 m.s.m. intervient un changement de pente brusque au-dessous duquel se développe la langue du glacier rocheux (fig. 8.15, 8.16). Le front

se situe à 2340 m.s.m. Haut d'une dizaine de mètres, il
est raide et partiellement instable. Un champ de blocs
s'étend encore au-delà du glacier rocheux sur une dis-
tance de 10 à 20 m. Il n'y a aucune source au front de
RG1. L'altitude de 2350-2400 m.s.m. représente la limite
inférieure régionale des glaciers rocheux actifs/inactifs
dans les versants N à NE (DELALOYE & MORAND 1997).
RG1 se situe exactement au niveau de cette limite.

Les mesures de température effectuées à la station MADD ont montré la formation et la vidange de nappes d'air froid dans la partie supérieure du glacier rocheux en hiver par temps clair (cf. 5.2.2.2) qui provoquent un abaissement local de la température moyenne mensuelle de l'air de 2 à 3°C. Le glacier rocheux est exposé au vent lorsque celui-ci provient du S. L'enneigement peut être relativement faible dans la partie centrale convexe et il n'est pas rare de voir des blocs apparents lors de la réalisation des mesures BTS au début mars. A proximité de la station MADD, les mesures de température réalisées en profondeur dans la couche de bloc ont montré l'uniformité de la température durant l'hiver, probablement causée par la convection d'air dans la couche active et la présence d'un fort gradient thermique durant l'été, de l'ordre de 2 à 5°C/m au-dessous de 30 cm de profondeur (cf. 2.2).

Le sondage électrique vertical Mi-S03, réalisé longi-
tudinalement au centre du glacier rocheux (cassure de
pente) près de la station MADD, a montré la présence
d'un corps gelé épais d'au moins 15 m et dont la résisti-
vité est de l'ordre de 200 kΩm dans la moitié supérieure de la formation (DELALOYE & MORAND 1997, 1998, fig. 8.17). La couche active atteindrait environ 4 m d'épaisseur. La branche aval du sondage a cependant révélé la diminution drastique de l'épaisseur et de la résistivité du niveau gelé à l'aval de la station MADD. La cartographie de la résistivité apparente du sol par traîné confirme le résultat et permet de l'étendre à l'ensemble du glacier rocheux. Dans les deux tiers inférieurs de la langue du glacier rocheux (au-dessous de 2380 m.s.m.), la présence de glace dans le sol apparaît comme incertaine, voire improbable (pa < 8 kΩm).

### 8.4.1.2 Le glacier rocheux des Ecuries de Mille

Le glacier rocheux des Ecuries de Mille (RG4) se développe un peu à l'aval (au-dessous de 2320 m.s.m.) sous un contrefort du Mont-Brûlé (fig. 8.15, voir aussi fig. 3.4). Composé de trois lobes adjacents, il s'étend dans une inclinaison relativement régulière jusqu'à 2220 m.s.m. Les deux lobes principaux (RG4b,c) sont marquées par la présence d'une légère dépression longitudinale. Celle-ci pourrait refléter la perte d'un certain volume de glace par rapport à la phase d'activité (de mise en place) du glacier rocheux. Le front n'est pas exces-

<figure><img src="image_208.png" /><figcaption>Fig. 8.16 La langue terminale du rocheux des Savolaires (RG1). 8-25 = UTL.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_209.png" /><figcaption>Fig. 8.17 A gauche : sondage électrique vertical Mi-S03. A droite : interpolation (krigeage) de la résistivité apparente du sol mesurée par traîné (points de mesures indiqués) (configuration Wenner, a = 20 m, profondeur d'investigation estimée : 8-12 m).</figcaption></figure>
sivement raide, couvert de végétation (RG4a) ou com-
posé de blocs grossiers (RG4b,c). Une ceinture de blocs
double les fronts de RG4b et RG4c.

La neige peut être balayée par le vent sur RG4a durant
l'hiver. RG4b et 4c sont par contre protégés et la présence
de blocs émergeant de la couche de neige au moment de
la réalisation des BTS n'a que rarement pu être constatée.

Plusieurs sondages électrique verticaux ont été réalisés au centre des lobes RG4a (Mi-S02, DELALOYE & MORAND 1997) et RG4b (Mi-S04, 05 et 06) (fig. 8.18). Mi-S04 est un sondage longitudinal réalisé en 1995 (DELALOYE & MORAND 1997). Mi-S06 a été effectué approximativement au même emplacement en 1997, mais dans une direction inclinée de 30° vers RG4a. Mi-S05 est parallèle à Mi-S06. Il est situé 40 m à l'amont de ce dernier et parcourt les racines de RG4b. La branche aval de Mi-S05 permet de mettre en évidence la présence, au-dessous d'une couche active d'environ 5 m, d'un corps probablement gelé dont la résistivité est de l'ordre de 50 kΩm et l'épaisseur d'une quinzaine de mètres. Pour tous les autres sondages, la présence d'un corps d'épaisseur com-

parable, mais dont la résistivité n'atteindrait que 10-20
kΩm, ne peut être exclue. On en déduit sur la base de
Mi-S05-up que la présence de sédiments gelés est locale-
ment probable, mais que les sondages n'ont pas permis de
déterminer ni leur extension, ni leur homogénéité.

Une campagne BTS réalisée spécifiquement sur cette
formation en mars 1999, avec un maillage de points res-
serré, a montré l'extrême variabilité spatiale des valeurs
mesurées, la présence de températures très froides dans
les axes déprimés des trois lobes du glacier rocheux, ainsi
que des températures proches de 0°C sur les zones éle-
vées ou de morphologie convexe (cf. 3.2.3, fig. 3.4).

8.4.2 Variations spatiales interannuelles
des mesures BTS

La répétition d'un échantillon de mesures BTS
(explications, cf. 3.2.4.1) provenant en grande partie des
deux glaciers rocheux RG1 et RG4b (fig. 8.19 gauche)
permet d'établir les constats que, mises à part les varia-
tions globales qui se produisent d'une année à l'autre
(cf. fig. 3.5) :

<figure><img src="image_210.png" /></figure>

<figure><img src="image_211.png" /><figcaption>**Fig. 8.18** Les sondages électriques verticaux réalisés sur RG4a (Mi-S02) et RG4b (Mi-S04, 05 et 06).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_212.png" /><figcaption>**Fig. 8.19** A gauche : localisation des mesures BTS (points rouges et bleus). A droite : interpolation (linéaire) des mesures BTS de 1996 à 2003 (légende à gauche).</figcaption></figure>

- les zones qui sont assez souvent les plus froides (partie terminale de RG1 et RG4b) sont celles où la géoélectrique n'a pas révélé la présence de corps de résistivité élevée;

- la répartition relative des températures à la surface des glaciers rocheux n'est pas identique chaque année. En effet, on remarque notamment que la partie frontale de RG1 est plus froide que la zone supérieure (fig. 8.19 droite). Ceci n'est pas le cas lors de chaque cam-

pagne de mesure et la langue terminale de RG1 peut même être plus chaude que la partie supérieure du glacier rocheux, comme en 1997 par exemple.

La réalisation d'un profil longitudinal le long de RG1 permet de mettre en évidence plus clairement ces différences (fig. 8.20). Deux types de comportement se distinguent : les années où la zone frontale est plus froide que la partie plus à l'amont du glacier rocheux et les années où elle ne l'est pas. Quelle peut en être la cause ?
<figure><img src="image_213.png" /></figure>

**Fig. 8.20** Profils BTS longitudinaux annuels sur le glacier rocheux des Savolaires (RG1). En haut, les années où la zone frontale n'est pas plus froide que la partie amont; en bas, les années où elle est plus froide. BTS 35 correspond à la distance 0. A 180 m, la valeur est la moyenne des BTS 6 à 9, à 250 m la moyenne des BTS 21 à 24 (localisation fig. 8.19).

### 8.4.3 Dépendance des BTS vis-à-vis de la température de l'air durant l'hiver

Nous avons vu en particulier sous 3.5.3.3 que le refroidissement hivernal du sol peut être lié à la manière dont se produit l'enneigement du site tout comme à la température moyenne de l'air durant les premiers mois de l'hiver (novembre-décembre). Sur les glaciers rocheux de l'Alpage de Mille, ce second paramètre peut être supposé comme primordial étant donné que la nature très grossière du terrain empêche le plus souvent la fermeture complète du manteau neigeux avant le courant du mois de décembre. Par conséquent, des échanges d'air directs entre le sol et l'atmosphère sont facilités durant cette première période de l'hiver et dépendent du contraste de température entre l'intérieur du sol et l'extérieur.

Par ailleurs, si un mouvement d'air ascendant (de type *effet de cheminée*) se produit dans le glacier rocheux, une période de temps froid précédant la date de la campagne de mesures BTS pourrait avoir comme conséquence le refroidissement de la partie basse de l'accumulation sédi mentaire par aspiration d'air au travers de la couche de

neige. Les données de 2003 parlent en faveur de ce procèsus. En effet, les températures très froides obtenues au front de RG1 et RG4 ont été mesurées après un mois de février particulièrement froid (voir par exemple fig. 8.12).

Afin de vérifier si les deux causes qui viennent d'être envisagées ont un effet sur la structure de la répartition spatiale des BTS sur les glaciers rocheux de l'Alpage de Mille, les valeurs BTS mesurées ont été comparées pour chaque emplacement avec des variables décrivant la température moyenne de l'air durant la première partie de l'hiver et durant le mois qui précède les campagnes de mesures. La station MADD enregistre la température de l'air depuis l'automne 1997. Les données nécessaires pour les hivers 1995/96 et 1996/97 ainsi pour certaines brèves périodes où les données sont incomplètes ont été reconstruites par régression linéaire à partir des données de la station de Réchy (2795 m.s.m.). En raison des particularités locales différentes du régime thermique de l'air à Réchy et à Mille (cf. 5.2.2), les équations de régression ont été définies mensuellement par comparaison des données disponibles pour les deux stations. Les coefficients
de corrélation (r) obtenus entre les séries pluriannuelles de mesures BTS réalisées sur RG1 et les variables de température de l'air sont reportées dans le tableau 8.1. Sans que les coefficients de corrélation soient nécessairement significatifs, il est cependant possible d'établir les constats suivants :

(a) **Dans la partie haute de RG1, au pied des éboulis liant le glacier rocheux au versant du Mont-Brûlé :**

Il existe **une corrélation systématique**, parfois excellente (BTS 24, fig. 8.21), entre les valeurs BTS mesurées en mars et **la température moyenne**

**du mois de décembre** ou de la période novembre-décembre. Les séries BTS montrent également toutes une **relation inverse** plus ou moins étroite (p. ex. BTS 23, fig. 8.21) avec la température moyenne du **mois d'octobre**.

(b) **Dans la partie supérieure de RG1, immédiate-ment à l'amont de la cassure de pente :**

Les BTS 5, 6, 8 et 9 sont également dépendantes des températures de l'air en novembre-décembre (p. ex. BTS 8, fig. 8.21) ou/et inversement corrélées à celles du mois d'octobre (BTS 6, fig. 8.21). Le meilleur résultat obtenu **pour BTS 9b** (fig. 8.21)

<table><caption>**Tabl. 8.1** Coefficients de corrélation (r) entre les mesures BTS réalisées sur RG1 et des variables de température moyenne de l'air pour les hivers 1995/96 à 2002/03 (8 ans).</caption><thead><tr><th colspan="13">Température moyenne de l'air</th></tr><tr><th></th><th>Octobre</th><th>15oct.-15déc.</th><th>Novembre</th><th>Décembre</th><th>Nov-Déc.</th><th>Nov-15déc.</th><th>30 jrs précédents</th><th>20 jrs précédents</th></tr></thead><tbody><tr><td>BTS</td><td colspan="9">EBOULIS-RACINES DE RG 1 (2430 m.s.m.)</td></tr><tr><td>20</td><td>-0.17</td><td>0.46</td><td>0.54</td><td>0.54</td><td>0.70</td><td>0.59</td><td>0.21</td><td>0.09</td></tr><tr><td>21</td><td>-0.49</td><td>0.41</td><td>0.34</td><td>0.95</td><td>0.82</td><td>0.65</td><td>0.06</td><td>0.01</td></tr><tr><td>22</td><td>-0.44</td><td>0.43</td><td>0.34</td><td>0.90</td><td>0.79</td><td>0.67</td><td>0.15</td><td>0.11</td></tr><tr><td>23</td><td>-0.79</td><td>0.11</td><td>0.30</td><td>0.77</td><td>0.74</td><td>0.59</td><td>0.31</td><td>0.41</td></tr><tr><td>24</td><td>-0.61</td><td>0.09</td><td>0.08</td><td>0.99</td><td>0.68</td><td>0.33</td><td>-0.25</td><td>-0.19</td></tr><tr><td>25</td><td>-0.71</td><td>-0.29</td><td>-0.06</td><td>0.66</td><td>0.37</td><td>-0.01</td><td>0.07</td><td>0.35</td></tr><tr><td></td><td colspan="9">ZONE SUPERIEURE DE RG 1 (2405 m.s.m.)</td></tr><tr><td>9b</td><td>0.00</td><td>0.23</td><td>-0.19</td><td>0.29</td><td>0.05</td><td>0.17</td><td>-0.25</td><td>-0.49</td></tr><tr><td>9</td><td>-0.66</td><td>0.15</td><td>0.05</td><td>0.69</td><td>0.47</td><td>0.45</td><td>0.35</td><td>0.42</td></tr><tr><td>8</td><td>-0.13</td><td>0.67</td><td>0.42</td><td>0.58</td><td>0.64</td><td>0.78</td><td>0.32</td><td>0.09</td></tr><tr><td>7</td><td>-0.30</td><td>0.19</td><td>-0.01</td><td>0.03</td><td>0.01</td><td>0.32</td><td>0.78</td><td>0.71</td></tr><tr><td>6</td><td>-0.73</td><td>-0.23</td><td>-0.37</td><td>0.44</td><td>0.03</td><td>0.02</td><td>0.11</td><td>0.25</td></tr><tr><td>5</td><td>-0.55</td><td>0.00</td><td>-0.33</td><td>0.53</td><td>0.11</td><td>0.17</td><td>-0.02</td><td>-0.02</td></tr><tr><td></td><td colspan="9">LANGUE DU RG 1 (2400-2340 m.s.m.)</td></tr><tr><td>27</td><td>-0.62</td><td>0.22</td><td>0.04</td><td>0.63</td><td>0.42</td><td>0.46</td><td>0.37</td><td>0.31</td></tr><tr><td>28</td><td>-0.52</td><td>0.32</td><td>0.09</td><td>0.64</td><td>0.46</td><td>0.56</td><td>0.57</td><td>0.53</td></tr><tr><td>29</td><td>-0.53</td><td>0.18</td><td>0.03</td><td>0.47</td><td>0.32</td><td>0.42</td><td>0.69</td><td>0.74</td></tr><tr><td>30</td><td>-0.41</td><td>0.06</td><td>0.08</td><td>0.42</td><td>0.32</td><td>0.27</td><td>0.55</td><td>0.71</td></tr><tr><td>31</td><td>-0.43</td><td>0.24</td><td>0.19</td><td>0.42</td><td>0.39</td><td>0.47</td><td>0.77</td><td>0.82</td></tr><tr><td>32</td><td>0.04</td><td>0.51</td><td>0.33</td><td>0.00</td><td>0.22</td><td>0.60</td><td>0.90</td><td>0.81</td></tr><tr><td>33</td><td>0.12</td><td>0.27</td><td>0.14</td><td>-0.17</td><td>-0.01</td><td>0.30</td><td>0.83</td><td>0.83</td></tr><tr><td>34</td><td>0.25</td><td>0.34</td><td>0.24</td><td>-0.32</td><td>-0.04</td><td>0.33</td><td>0.90</td><td>0.84</td></tr><tr><td>35</td><td>0.18</td><td>0.40</td><td>0.19</td><td>-0.21</td><td>-0.01</td><td>0.40</td><td>0.91</td><td>0.80</td></tr></tbody></table>

Le coefficient maximal obtenu pour chaque point de mesure BTS est indiqué en noir s'il est positif, en rouge s'il est négatif. Les coefficients positifs supérieurs à 0.7 sont indiqués en saumon, les coefficients positifs compris entre 0.5 et 0.7 en jaune, les coefficients négatifs (inverses) inférieurs à -0.5 en rose.
est une **dépendance inverse de la température de l'air durant les 20 jours ayant précédé les mesures**. Quant à BTS 7 (fig. 8.21), les valeurs mesurées sont directement liées à la température de l'air durant le mois précédent les relevés.

### (c) Sur la langue terminale de RG1, à l'aval de la rupture de pente :

On observe vers l'aval une **transition progressive** entre des points où les mesures BTS semblent dépendantes des variables de température de l'air du début de l'hiver et des emplacements où la température du sol relevée au début mars n'est à l'évidence dépendante que de la température de l'air durant le mois précédent (p. ex. BTS 31 et 34, fig. 8.21). Au front de RG4b, les mesures BTS sont également dépendantes de la température de

l'air durant le mois précédent (p. ex. BTS B-7i, fig. 8.21).

Cette analyse permet de distinguer deux groupes d'emplacements de mesures BTS :

- (I) celui où les valeurs BTS sont dépendantes de facteurs de température de l'air du début de l'hiver;

- (II) celui où ces valeurs sont dépendantes de la température de l'air durant le mois précédent l'acquisition des données.

Le groupe I est localisé dans les deux tiers supérieurs du glacier rocheux, secteur qui est également caractérisé par une morphologie relativement plane. Le groupe II se retrouve principalement (excepté BTS 7 et 9b) dans la zone frontale du glacier rocheux.

<figure><img src="image_214.png" /></figure>

**Fig. 8.21** Comparaison entre les valeurs BTS mesurées entre 1996 et 2003 et la variable de température moyenne de l'air avec laquelle le coefficient de corrélation est le plus élevé (cf. tabl. 8.1) : pour les emplacements de mesure placés au-dessus de la ligne tiretée, les valeurs BTS varient d'une année à l'autre soit à l'inverse de la température moyenne de l'air en octobre, soit en dépendance directe de la température de l'air en (novembre-décembre; au-dessous de la ligne, les valeurs BTS annuelles dépendent directement (ou inversement, pour BTS 09b) de la température moyenne de l'air durant les 20-30 jours précédant la mesure. Localisation des BTS, fig. 8.19.
<figure><img src="image_215.png" /></figure>

**Fig. 8.22** Comparaison entre résistivité apparente du sol (cf. fig. 8.17) et meilleure corrélation des valeurs BTS 1996-2003 avec la température moyenne de l'air durant des périodes antérieures de l'hiver.

Lorsqu'on compare les résultats obtenus avec la carte de répartition des résistivités apparentes du sol (fig. 8.22), on constate également une bonne correspondance entre les deux types d'informations : les points BTS appartenant au premier groupe coïncident avec les zones de résistivité élevée, alors que la plupart des autres points sont situés dans la partie du glacier rocheux où les résistivités sont faibles, indicatrices de l'absence probable de sédiments gelés.

### 8.4.4 Interprétation des résultats

En raison de l'imprécision des mesures BTS, tant au niveau spatial (+/- 10 m) qu'au plan des valeurs obte-nues (+/- 0.5°C), et de l'influence que peut avoir le gra-dient thermique du manteau neigeux (cf. 3.3.6) (+/- 1.5°C) environ entre température du sol et BTS), le fait que des dépendances significatives aient pu être déterminées entre les BTS et la température moyenne de l'air durant une phase précédente de l'hiver (p. ex BTS 22, 24, 34, B-7i, fig. 8.21) est tout de même inattendu. Ces dépen-dances démontrent la régularité interannuelle des pro-cessus d'échange thermique qui se produisent entre l'air extérieur et le glacier rocheux durant l'hiver. Ce constat est également attesté par l'homogénéité spatiale des résultats.

#### 8.4.4.1 Groupe I, zone supérieure du glacier rocheux

A l'exception des deux points BTS 7 et 9b, toute la partie supérieure du glacier rocheux indique une dépen-dance de la température du sol au mois de mars avec celle de l'air durant la première partie de l'hiver (octo-bre-novembre-décembre), soit avec la période de mise en place du manteau neigeux. Pour la plupart des points,

les variations interannuelles des valeurs BTS sont carac-térisées par une dépendance inverse plus ou moins forte vis-à-vis de la température de l'air en octobre : plus octo-bre a été chaud, plus la température du sol en mars est froide. Quelle est la signification de ce lien ? Il s'avère que la température moyenne du mois d'octobre semble étroitement liée à la date d'enneigement (fig. 8.23a) : on observe en effet à Mille, de 1998 à 2002, qu'une température moyenne élevée (signifiant probablement la prédominance de situations de haute pression et donc d'un temps sec) correspond à un enneigement tardif; à l'inverse, des températures basses (caractéristiques des périodes de mauvais temps) coïncident avec un enneige-ment qui tend à être précoce. Une relation inverse avec octobre démontrerait donc l'influence de l'enneige-ment sur l'intensité de la perte de chaleur du sol en début d'hiver, un processus considéré comme typique (cf. 3.2.1).

Nous avons également constaté au Ritord (cf. 3.5.3.3), ces dernières années, une surprenante relation entre la date d'enneigement et la température moyenne de l'air en (novembre-)décembre, un enneigement tardif étant suivi de mois plutôt froids. En dépit d'un échantillon restreint à 5 années, cette correspondance semble se retrouver à Mille (fig. 8.23b). Elle pourrait expliquer les valeurs éle-vées des coefficients de corrélation que l'on retrouve sou-vent entre BTS et température moyenne de l'air durant le mois d'octobre (coefficients négatifs) - étroitement liée à la date d'enneigement - et simultanément entre BTS et température de l'air durant le mois de décembre.

On peut en conclure que dans la partie supérieure du glacier rocheux des Savolaires le régime thermique du sol est essentiellement influencé par des échanges de cha-leur verticaux entre le sol et l'atmosphère dont l'intensité
<figure><img src="image_216.png" /></figure>

**Fig. 8.23** Comparaison de la date d'enneigement sur le glacier rocheux des Savolaires et la température moyenne de l'air en octobre (à droite) et en décembre (à gauche). La date d'enneigement a été déterminée pour 1997, 1999 à 2002 sur la base des modifications de l'albédo déterminées à la station MADD (cf. 5.3.3.1). Ont été retenues les dates correspondant au premier enneigement qui n'a pas été suivi par une période sans neige de plus de 5 jours.

dépend des caractéristiques de mise en place du manteau neigeux et de la température de l'air durant la période initiale de l'hiver (novembre-décembre), comme observé par exemple sur le glacier rocheux de Gruben par HAEBERLI 1985. La dépendance vis-à-vis des températures de l'air du début de saison (novembre-décembre) exclut une influence prépondérante des conditions météorologiques ayant cours plus tard dans la saison et démontre, dans ce secteur du glacier rocheux, la prédominance de circulations d'air convectives uniquement limitées à la couche active (cf. 2.2). Cette caractéristique pourrait être liée à la morphologie plane de cette zone du glacier rocheux qui n'est guère propice à une circulation d'air de grande ampleur, ainsi qu'à la présence d'un volume conséquent de glace en profondeur, limitant de possibles déplacements d'air à la seule couche superficielle de blocs.

### 8.4.4.2 Groupe II, principalement zone terminale du glacier rocheux

Au front du glacier rocheux, mais aussi au niveau du point BTS 7, la dépendance directe entre température de l'air en février et température du sol en mars montre qu'il se produit :

- un refroidissement marqué du sol durant les périodes de temps froid, qui ne se produit que localement (BTS 7) dans la partie supérieure du glacier rocheux; ce refroidissement peut être considéré comme consécutif à un mouvement d'air ascendant dans le glacier rocheux, qui provoque l'aspiration d'air extérieur au travers de la couche de neige dans la partie inférieure de la formation;

- une tendance au réchauffement du terrain durant les périodes de temps doux (p. ex. en 2002, fig. 8.20, voir aussi fig. 8.25 pour Mi-L09 et Mi-L10, deux capteurs placés au front de RG1, localisation fig. 8.16). L'hypothèse avancée serait l'absence de ventilation dans le glacier rocheux durant ces périodes. Le réchauffement de la surface du sol pourrait alors être provoqué par des échanges de chaleur verticaux entre la profondeur de la formation et la surface, flux de chaleur favorisés par l'absence de glace obturant les pores et permettant la convection d'air jusqu'à grande profondeur (cette seconde partie de l'hypothèse ne semble pas cependant pas plausible pour BTS 7).

Quel est le mode de circulation de l'air dans le glacier rocheux par temps froid ? S'il y a ascendance d'air relativement chaud, son effet devrait pouvoir s'observer quelque part dans la partie haute du glacier rocheux par des températures du sol qui tendraient alors à s'élever. Au point BTS 09b, la relation inverse qui semble lier les valeurs mesurées et la température de l'air en «février» pourrait indiquer l'existence d'un tel processus dans les marges de la zone supérieure du glacier rocheux. Il est également possible d'envisager une circulation d'air profonde se produisant sous le corps gelé du glacier rocheux (cf. 8.1.3). Dans ce cas, l'influence de remontées d'air relativement chaud devrait s'observer à l'extrémité supérieure du glacier rocheux. Les données relevées par le capteur Mi-S02 (localisation fig. 8.15), situé un peu à l'amont de la ligne BTS 20-25 (fig. 8.19), pourraient indiquer le fonctionnement d'un tel mécanisme (fig. 8.24). En effet, durant l'hiver, la température du sol ne connaît le plus souvent une baisse que lorsque la tem-
pérature de l'air extérieur est élevée, donc - si l'on sou-
tient l'hypothèse d'une circulation d'air ascendante - que
lorsque celle-ci n'a pas lieu.

8.4.5 Conclusions

Les observations faites à Mille ne révèlent que des
**indices de fonctionnement d'un mécanisme de venti-**
**lation interne ascendante par temps froid hivernal.** Le
mode de circulation de l'air n'est cependant pas encore
compris ici dans tous ses détails. L'existence d'un tel
phénomène peut cependant être admise. Ce mécanisme
**s'additionne aux particularités des échanges de cha-**
**leur dans une couche superficielle constituée unique-**
**ment de blocs (Balch effect, isolation estivale, cf. 8.1.1)**
pour contribuer, **dans une mesures qui reste à déter-**
**miner**, à favoriser le refroidissement de glaciers rocheux
inactifs, voire fossiles, et **participer au maintien à long**
**terme du pergélisol qui s'y trouve.** En cas de ventila-
tion interne, le facteur de refroidissement du sol (et de
parties du glacier rocheux) serait, comme dans les ébou-

lis de basse altitude, l'intensité et la durée des périodes de
temps froid durant l'hiver, indépendamment de la hauteur
de neige présente.

La phase ascendante d'un *effet de cheminée* explique probablement les résultats des mesures BTS obtenus sur RG4 en 1999 (cf. fig. 3.4). Cette année-là a en effet connu un mois de février très froid, qui a provoqué un fort refroidissement de la partie frontale de RG1 (fig. 8.15) tout comme celle de RG4b. Des ascendances d'air se seraient produites dans différentes parties du glacier rocheux, avec comme conséquence d'élever les tempéra- tures dans tous les points hauts du glacier rocheux et de refroidir les parties basses - et surtout inférieures - des lobes constituant cette formation. En conclusion, dans RG1 comme dans RG4, ce ne semble pas être un écou- lement gravitaire d'air froid qui abaisse les tempéra- tures dans les parties inférieures ou déprimées du glacier rocheux, mais au contraire une ascendance d'air «chaud» qui y contribuerait en facilitant la péné- tration d'air froid au travers du manteau neigeux.

<figure><img src="image_217.png" /></figure>

**Fig. 8.24** Evolution hivernale (1 novembre – 15 mars) de la température du sol (moyenne journalière) dans la partie supérieure des éboulis situés à l'amont des racines du glacier rocheux et température de l'air. Exemples de 1999/2000 et 2002/2003 : des refroidissements de la température du sol (cercles) n'ont généralement lieu que lorsque la température de l'air est élevée !

<figure><img src="image_218.png" /></figure>

**Fig. 8.25** Evolution hivernale (1 novembre – 15 mars) de la température du sol (moyenne journalière) au sommet (Mi-L09) et au pied (Mi-L10) du front de RG1 et température de l'air. Exemples de 1999/2000 et 2001/2002.
Le fait qu'il semble n'y avoir que peu ou pas de glace dans les zones qui se refroidissent le plus en hiver est, comme au Creux du Van ou aux Lapires, un constat surprenant qui doit encore être expliqué. On ne remarque pas non plus (pour l'instant) de sorties d'air froid en été dans la partie frontale des formations périglacaires de l'Alpage de Mille (ce qui ne veut pas dire qu'il n'y en ait pas) qui indiquerait l'existence durant l'été d'un drainage gravitaire de l'air froid contenu dans les glaciers rocheux.

De nombreuses données de température du sol sont encore disponibles pour l'Alpage de Mille (10 à 30 emplacements de mesure depuis 1997), mais elles doivent encore être analysées en détail. Peut-être fourniront-elles des compléments intéressants permettant de mieux comprendre les circulations d'air qui se produisent au sein des glaciers rocheux. La figure 8.25 illustre, à titre d'exemple, les comportements thermiques hivernaux du sol enregistrés par les capteurs Mi-L09 et Mi-L10 placés respectivement au sommet et au pied du front de RG1 (cf. fig. 8.16). Les variations de température mesurées montrent que les processus sont certainement beaucoup plus complexes que ce que laisse penser l'analyse des mesures BTS. Durant la première moitié de l'hiver 2001/02, le régime thermique inverse que l'on peut constater est typique d'un mouvement ascendant de l'air : le pied du front se refroidit en lien avec la température de l'air extérieur, alors que dans le même temps le sommet du front se réchauffe. Ceci indiquerait l'existence d'un mouvement de convection limité au bastion frontal de la formation. L'affaire se complique lorsque l'on observe ce qui s'est produit durant l'hiver 1999/2000. On constate tout d'abord bel et bien le fonctionnement du même processus qu'en 2001/02 jusqu'à fin novembre, mais ensuite un renversement complet du système ! Ce phénomène est difficile à comprendre et **démontre la complexité des processus qu'il reste encore à déceler et expliquer.**

## 8.5 CONCLUSIONS SUR LE FONCTIONNEMENT D'UN EFFET DE CHEMINÉE DANS LES ÉBOULIS D'ALTITUDE ET LES GLACIERS ROCHEUX INACTIFS/FOSSILES

Les observations et les mesures réalisées dans les éboulis d'altitude et les glaciers rocheux de l'Alpage de Mille montrent que la **phase ascendante d'un effet de cheminée**, refroidissant la partie basse d'une accumulation sédimentaire, peut aussi se produire à haute altitude, dans la marge inférieure du domaine du pergélisol

discontinu, et qu'un épais manteau neigeux n'empêche pas le système de fonctionner.

La **formation de dépressions** dans le manteau neigeux hivernal **après une période de temps froid** (Petit Mont Rouge, cf. 8.2.3) et, surtout, un **comportement thermique du sol inverse de celui de l'air extérieur** (Lapires, cf. 8.3.3; Mi-L02, fig. 8.24) sont de possibles indices attestant que la **partie supérieure** d'un terrain est soumise à un **effet de cheminée**. L'ouverture de **fenêtres de fonte de neige précoce** au printemps (Tita Neire, cf. 8.2.1) est également un indice possible, mais qui demeure discutable en raison des importants déplacements potentiels de neige qui peuvent intervenir à haute altitude (cf. 8.2.1, fig. 8.2). Dans la **zone inférieure**, c'est avec des **refroidissements conséquents** du sol qu'il faut compter lorsque le temps est froid (Mille). Les variations de températures qui s'observent à l'intérieur du sol répondent **le plus souvent immédiatement aux changements de la température de l'air extérieur.**

Au contraire des éboulis de basse altitude où le phénomène conditionne à lui seul le régime thermique annuel du sol, dans les terrains de haute altitude, il semble qu'il ne s'agisse que d'un **processus d'importance secondaire**, dont seule la phase ascendante hivernale a pu être mise clairement en évidence à ce jour. Cependant, on ne peut exclure que son existence favorise le refroidissement du sol et contribue par là à la formation ou à la préservation de pergélisol dans des lieux où son existence ne serait pas permise par un bilan d'énergie à unique composante verticale.

Aux Lapires comme à Mille, ce sont avant tout des zones de sédiments grossiers, dont certaines ne semblent pas contenir de glace, qui ont montré des signes de fonctionnement d'un **effet de cheminée**. Cependant, l'aparition de fenêtres de fonte précoce dans les éboulis calcaires de Tita Neire indiquent qu'une ventilation interne ascendante doit pouvoir se produire même au travers de matériaux plus fins.

L'influence réelle de ce mécanisme de circulation d'air (à l'échelle globale d'une formation sédimentaire) sur la répartition spatiale du pergélisol, les facteurs limitant ou favorisant le mouvement de l'air, le mode de cheminement de l'air au travers d'un corps de sédiments en partie gelé, la réversibilité du système en été ou la fréquence spatiale d'aparition du phénomène, sont autant de questions qui demeurent pour l'heure sans réponse, mais qui mériteraient à l'avenir qu'on s'y attarde.
# 4ÈME PARTIE

## CONCLUSIONS GENERALES ET DEVELOPPEMENTS SOUHAITABLES

Cette dernière partie propose une brève réflexion générale sur les résultats obtenus par l'étude des conditions d'existence du pergélisol de montagne en zone marginale. Cette réflexion est basée sur les conclusions évoquées dans les chapitres précédents, conclusions qui ne sont pas reprises intégralement dans cette 4ème partie.
# 9. CONCLUSIONS GÉNÉRALES ET PERSPECTIVES

Les conclusions auxquelles permet d'aboutir cette recherche se regroupent selon deux thèmes : le premier a trait à des aspects d'ordre géomorphologique (9.1), le second s'attache à des questions méthodologiques (9.2). Elles sont synthétisées en 5 points essentiels dans la section 9.3. Finalement, plusieurs options de recherche qu'il serait souhaitable d'encourager à l'avenir sont proposées (9.4).

## 9.1 SUPERPOSITION DE DEUX MODES DE RÉPARTITION SPATIALE DU PERGÉLISOL DANS L'ENVIRONNEMENT ALPIN

Les résultats obtenus soutiennent l'hypothèse formulée au début du travail (cf. 1.2), à savoir la superposition, dans un environnement alpin, d'un mode de répartition spatiale **typique** du pergélisol résultant essentiellement du bilan d'énergie vertical (une dimension), aussi complexe soit-il (9.1.1), et d'un mode de répartition spatiale **atypique**, influencé en grande partie par une composante advective du bilan d'énergie (9.1.2). Deux processus générant ou ayant généré une répartition atypique du pergélisol dans des dépôts sédi mentaires non-consolidés ont pu être mis en évidence : les **effets de l'avancée glaciaire historique** (multiphasique ?) du Petit Age Glaciaire (PAG) et la **circulation d'air interne**, de type «effet de cheminée» ou «tube à vent». D'autres mécanismes envisageables (p. ex. circulation d'eau) pourraient aussi conduire à la présence ou à l'absence atypique de pergélisol. Ils n'ont cependant pas été abordés dans le cadre de cette recherche.

### 9.1.1 Répartition typique

Le mode de répartition spatiale typique n'a pas été traité en détail. Il correspond à la conception classique des processus générant la présence de pergélisol, conception structurant les modèles physiques les plus récents (cf. 1.1). Le profil thermique et l'épaisseur du pergélisol sont directement liés aux conditions climatiques en vigueur à la surface et leur évolution en est étroitement dépendante. Les variations de température du pergélisol se produisent néanmoins avec un temps de réponse qui s'accroît et une amplitude qui s'atténue en fonction de la profondeur (cf. 2.3). A proximité de la surface interviennent par ailleurs des paramètres (ou facteurs) provoquant un écart de température annuel moyen («décalage thermique») entre l'air extérieur et le toit du pergélisol, pouvant atteindre plusieurs °C (cf. 2.2). Ces paramètres sont notamment d'ordre topographique (orientation et inclinaison du terrain, exposition au vent), liés aux conditions d'enneigement (épaisseur, constitution, durée), à la nature de la surface du sol (rugosité, albédo, aération, couverts pédo logique et végétal, etc.) et aux caractéristiques de la couche active (porosité, humidité, conductivité thermique, convection d'air, etc.). Le pergélisol des zones rocheuses et celui des glaciers rocheux actifs peuvent être considérés comme représentatifs d'une situation typique, même si dans ce second cas, le fluage des sédiments gelés peut contribuer à une certaine atypicité de la répartition spatiale du pergélisol (cf. 2.4, distinction à établir dans un glacier rocheux entre zone d'incorporation possible de glace et zone de seule pré servation).
La probabilité d'existence d'un pergélisol «typique», tout comme son épaisseur, augmente en proportion de l'élévation d'altitude et de la diminution du rayonnement solaire incident. Toutefois, eu égard à la multitude de facteurs influents et à leur grande variabilité spatiale, le potentiel de discontinuité de la répartition spatiale «typique» du pergélisol est élevé et, en dépit de l'utilisation de modèles de plus en plus sophistiqués, seule une estimation grossière de cette répartition est possible, difficile par ailleurs à vérifier.

Il y a lieu pour terminer de tenir compte, comme le montrent les profils thermiques relevés dans tous les forages profonds réalisés dans les Alpes (cf. 2.3), que l'état thermique actuel (dernière décennie) du pergélisol n'est **pas en équilibre** avec les conditions climatiques en vigueur à la surface du sol. Un réchauffement se produit.

## 9.1.2 Répartition atypique

Au moins trois types de situations dans lesquelles la répartition spatiale du pergélisol peut être considérée comme atypique se distinguent :

### 9.1.2.1 Environnement proglaciaire (cf. chap. 6)

Dans un environnement proglaciaire historique, le positionnement des corps de pergélisol est en grande partie **hérité** de la période de crue glaciaire du PAG, même si leur origine peut être beaucoup plus ancienne. Le **pergélisol** n'est le plus souvent **présent qu'en ceinture de la zone d'extension glaciaire maximale** et différents types de glace (congélation dans le sol ou glace d'origine glaciaire, cf. 2.5) coexistent. En raison du retrait considérable des glaciers, les **processus** thermiques et mécaniques (cf. 6.5) ayant conduit à cette répartition du pergélisol sont désormais **inopérants**. D'innombrables questions restent cependant ouvertes quant à l'ampleur et l'efficacité qu'ont pu avoir ces processus. En particulier, quelle a été la capacité pour des petits glaciers de déplacer (et/ou déformer) des masses de sédiments gelés préexistantes (formation de moraines de poussée s.s.) ? Les cas d'Aget, du Ritord, de La Paûl et probablement de Lona laissent penser que des distances de déplacement importantes, dépassant nettement la centaine de mètres, ont pu être atteintes. Ceci demeure cependant très incertain.

L'absence/présence de pergélisol dans une marge proglaciaire n'est donc pas nécessairement le résultat

d'un seul bilan d'énergie à flux verticaux ou, du moins, faut-il faire intervenir la présence antérieure du glaciier dans ce bilan. La situation que l'on peut observer aujourd'hui est potentiellement en **déséquilibre** avec les conditions thermiques de surface, indépendamment de toute évolution climatique : on peut s'attendre à un **refroidissement des zones centrales et amont** des marges proglaciaires historiques (reformation de pergélisol ?) et, simultanément, à un **réchauffement de certains secteurs marginaux** donnant lieu à la fonte de pergélisol peut se produire (p. ex. Lona, Aget). Cependant, le réchauffement climatique en cours (depuis la fin du PAG) risque fort, dans une mesure indéterminée, de ralentir, voire d'empêcher le refroidissement des zones concernées par cet éventuel mécanisme et d'intensifier la tendance au réchauffement de zones marginales.

Par ailleurs, le retrait glaciaire a rendu possible également la mise en mouvement (**rééquilibrage gravitaire** par rétro-fluage) de volumes plus ou moins importants de sédiments gelés qui, pour la plupart, semblent avoir été déplacés et/ou déformés préalablement lors du PAG. Durant cette période, de nombreux glaciers rocheux actifs ou inactifs ont également été tout ou en partie recouverts depuis l'amont par des glaciers. De cette invasion glaciaire découlent **l'absence fréquente de pergélisol dans la zone des racines des glaciers rocheux impliqués** et **l'isolement séquentiel des corps gelés à l'aval** (il n'y a plus de lien entre la zone potentielle d'incorporation de matériaux rocheux et de glace et l'emplacement actuel des corps de sédiments gelés). Des **déformations importantes de certains glaciers rocheux** pourraient avoir été engendrées (Lona ? Becs-de-Bosson/Réchy ? Six Noir/Ritord ?), modifiant de ce fait la dynamique de ces formations. L'inactivation actuelle de la langue principale du glaciier rocheux des Becs-de-Bosson par exemple, est-elle la conséquence d'une suractivation préalable provoquée par la poussée glaciaire durant le PAG ?

### 9.1.2.2 Eboulis avec ventilation interne (effet de cheminée) réversible selon la saison (cf. chap. 7)

Un processus de ventilation interne qui s'inverse selon la saison (parfois aussi à plus bref intervalle) peut provoquer, consécutivement à l'aspiration d'air froid en hiver et l'expulsion d'air frais en été, une anomalie thermique négative du sol dans la partie basse d'un éboulis, anomalie de l'ordre de 3 à 7°C au-dessous de la température moyenne annuelle de l'air (MAAT). A l'inverse, une légère anomalie ther-
mique positive est générée dans la partie supérieure de l'éboulis. Ce type de ventilation, qui n'est pas **significativement entravé par la présence d'une épaisse couche de neige**, semble fréquent dans des éboulis situés au-dessous de 2000 m.s.m. environ (cf. 7.3-7.4). Il peut générer dans certains cas la présence de **pergélisol, parfois jusqu'à très basse altitude** (1200 m.s.m. au Creux du Van).

Le moteur du sur-refroidissement du système est l'élévation d'air interne relativement chaud durant l'hiver, mouvement ascendant qui provoque l'aspiration d'air froid à l'intérieur de la partie basse de l'éboulis. Ce processus fonctionne d'autant mieux que l'air extérieur est plus froid. Il permet la **constituation d'un «réservoir de froid» jusqu'à grande profondeur au sein de l'éboulis** (cf. 4.5.4). L'expulsion d'air frais en été est en grande partie consécutive au sur-refroidissement hivernal. Des processus secondaires (p. ex. évaporation d'humidité du sol à proximité de la surface) contribuent cependant à maintenir basse, voire à abaisser la température du sol dans la partie inférieure de l'éboulis lors des journées les plus chaudes de l'été. Ces **processus secondaires doivent encore être précisés**.

L'existence de pergélisol dans ce genre de terrain, qui n'est pas systématique, n'est **pas héritée d'une période ancienne plus froide** (PAG ou avant). En effet, les **processus de refroidissement sont actifs, très efficaces en hiver** et directement dépendants du gradient de température entre l'intérieur de l'éboulis et l'air extérieur. On peut donc considérer que l'état thermique de ces éboulis doit être en **équilibre** avec le climat. Ceci pourrait être confirmé ou infirmé par l'analyse dendrologique du rythme de croissance des épicéas.

En raison des particularités du processus de ventilation (lien direct et immédiat avec la température de l'air extérieur, absence d'influence significative de l'enneigement), l'évolution de MAGST (température moyenne annuelle du sol) **diffère considérablement de ce qui est observé dans les sites de pergélisol de haute altitude** (cf. 7.3.6). Cette évolution n'est pas liée non plus à celle de MAAT (température moyenne annuelle de l'air); elle est par contre dépendante de la rigueur de l'hiver et inversement proportionnelle à la chaleur de l'été. Cependant, en raison de la thermodynamique du système «éboulis froid ventilé» et de la complexité des processus intervenant, MAGST n'est **pas nécessairement indicatrice de l'état thermique du cœur de l'éboulis** (cf. 7.3.7).

#### 9.1.2.3 Eboulis ou glaciers rocheux inactifs/ fossiles avec ventilation ascendante hivernale (cf. chap. 8)

Plusieurs indices de fonctionnement de la phase ascendante du système de ventilation mis en évidence dans les éboulis de basse et moyenne altitude ont également été **décelés dans des éboulis de haute altitude** (fenêtres de fonte de neige précoce (?), figures d'affaissement du manteau neigeux hivernal, contraste de température important entre les parties basse et supérieure d'un éboulis, comportement thermique inverse de la température de l'air, etc. cf. 7.3.8, 7.5), démontrant localement l'activité de cette phase du mécanisme de circulation d'air (cf. 8.2-8.3). L'existence d'une ventilation inverse en été, avec expulsion d'air froid à la base de l'éboulis, n'a pour l'heure pas été détectée. Des observations systématiques doivent être entreprises. Des caractéristiques similaires ont été remarquées **sur des glaciers rocheux inactifs/fossiles** (cf. 8.4).

Les mesures de température du sol (éboulis des Lapires, glaciers rocheux de l'Alpage de Mille) ont montré que l'intensité du refroidissement causé par le mouvement ascendant de l'air au sein des accumulations sédimentaires est **plus faible qu'à basse altitude**. L'impact thermique du système de ventilation serait donc moindre et s'additionnerait simplement aux effets des processus d'échange de chaleur caractéristiques d'une situation «typique» (cf. 9.1.1). Dans le cas des éboulis, comme en ce qui concerne les glaciers rocheux inactifs/fossiles, il n'est **pour l'instant pas possible de déterminer dans quelle mesure la ventilation ascendante hivernale conditionne la présence ou l'absence de pergélisol**. Tout au plus sait-on désormais que ce type de circulation d'air existe, qu'il s'agit d'un **processus actif**, directement lié aux conditions de température de l'air extérieur (donc en **équilibre** avec le climat). Dans les deux types de situations, le **cheminement de l'air au sein des formations est encore inconnu**, bien qu'une circulation d'air profonde puisse être fortement soupçonnée (cf. 8.3.3.5, 8.4.4.2).

Ce sont avant tout des zones de granulométrie grossière, en particulier celles où la résistivité électrique du sol en profondeur (teneur en glace ?) est plus faible, qui semblent caractérisées par le **processus de ventilation**. Cette caractéristique permet de supposer qu'une fonte de la glace dans le sol pourrait s'accompagner, en raison de l'accroissement de la
porosité qui en découle, d'une intensification du processus de circulation d'air et donc de refroidissement. Selon cette hypothèse, la rétroaction serait négative et **le système tendrait à demeurer relativement stable en dépit des variations climatiques**. Cette rétroaction pourrait participer par exemple à expliquer la pré servation de glace dans des **glaciers rocheux inactifs/ fossiles** apparemment vieux de plusieurs milliers d'années. En effet, ces formations peuvent être considérées comme des **situations mixtes** dont la mise en place est un **héritage de la période fin Pléistocène / début Holocène** et dans lesquelles des signes (p. ex. refroidissement de la partie terminale du glacier rocheux lors de périodes de temps froid) révèlent qu'une phase de **ventilation ascendante hivernale fonctionne actuellement**. Cette dernière, très certainement absente à l'époque d'activité du glacier rocheux en raison d'une teneur en glace relativement importante, pourrait provoquer désormais un léger refroidissement de la formation et contribuer au maintien d'un pergélisol très ancien.

## 9.2 INTERPRÉTATION DES RÉSULTATS ET MONITORING

### 9.2.1 Confrontation souhaitée dans certains cas avec d'autres méthodes géophysiques

Les mesures réalisées ont avant tout porté sur des aspects thermiques (BTS, GST) et de résistivité électrique. Ces mesures se sont avérées suffisantes dans bien des situations pour estimer, semble-t-il convainquablement, les caractéristiques du terrain prospecté. Elles nécessiteraient toutefois, dans un certain nombre de cas, d'être encore complétées par d'autres mesures (notamment sismiques), afin de permettre la meilleure interprétation possible. C'est le cas en particulier des éboulis de basse altitude où les mesures de température en surface et la répartition en profondeur des corps de résistivité élevée ne coïncident pas (cf. 7.3.4, 7.3.7).

### 9.2.2 Comparaison détaillée indispensable des mesures de température du sol avec les conditions météorologiques et nivologiques

Cette proposition peut sembler triviale, mais mérite d'être soulignée. En effet, la comparaison détaillée des mesures de températures du sol (BTS, GST, forage) avec des données météorologiques (notamment température de l'air) et nivologiques (température, épais-

seur) a permis de mettre en évidence des processus ou aspects originaux aussi divers que l'aspiration d'air froid au travers d'un manteau neigeux épais dans les éboulis de basse altitude (cf. 7.3.3-7.3.5, 7.4), l'ascendance probable d'air «chaud» durant les périodes froides de l'hiver dans la partie supérieure de la zone P10 de l'éboulis des Lapires (cf. 8.3.3), l'écart de température entre les valeurs obtenues par BTS et UTL (cf. 3.3.6), la relation souvent étroite entre la température du sol en fin d'hiver et les conditions de température de l'air et/ou d'enneigement durant l'une ou l'autre période antérieure de l'hiver (cf. 8.4.3), etc. Une bonne connaissance des conditions météorologiques et de leur lien avec des paramètres qui ne sont pas mesurés tels que la direction locale des vents, la répartition spatiale de la neige ou la qualité de la neige est également primordiale pour permettre l'interprétation de certaines mesures (cf. 3.3.4.2.a, 5.2.2).

La comparaison entre elles des conditions météorologiques et nivologiques a également révélé avec surprise les liens qui ont existé ces dernières années (1997-2002), dans la partie occidentale des Alpes Valaisannes, entre la température moyenne du mois d'octobre, la date d'enneigement et la température moyenne de la période novembre-décembre (cf. 3.3.5, 8.4.4) : un mois d'octobre froid correspond à un enneigement précoce et est suivi d'une période novembre et (surtout) décembre douce; l'inverse se produit lorsque le mois d'octobre est doux. Ces relations ont empêché de déterminer quelle a été l'importance respective de l'apparition du manteau neigeux et de la température de l'air durant la première partie de l'hiver sur la température hivernale du sol (BTS, WEqT).

### 9.2.3 Interprétation (semi-)qualitative des résultats

Une approche qualitative des résultats obtenus, et non pas seulement purement quantitative, a été privilégiée tout au long de ce travail. Ainsi par exemple, dans le cadre d'un sondage électrique vertical, l'analyse détaillée de l'aspect de la courbe du sondage renseigne tout autant sur la nature du terrain, si ce n'est plus, que les résistivités mesurées dans l'absolu (cf. 4.2.2-4.2.6). Une typologie de courbes d'allure caractéristique a par ailleurs pu être esquissée dans le cadre de la prospection des marges proglaciaires (cf. 6.4.1).

Il en est de même en ce qui concerne les mesures de température du sol. Les BTS ont par exemple été de préférence utilisées en vue de l'identification de particolarités du régime thermique du sol plutôt que pour la prospection même du pergélisol (cf. 7.4.3, 7.4.4.1).
Une typologie basée sur les caractéristiques du comportement thermique annuel du sol et notamment sur la présence ou non de «pics de froid» hivernaux a pu être définie dans l'éboulis froid du Creux du Van (cf. 7.3.5). Elle a été confirmée sur d'autres éboulis de basse et moyenne altitude, ce qui démontre leur fonctionnement thermique comparable (cf. 7.4.2, 7.4.3.5).

Ce type d'approche (semi-)qualitative entraîne cependant une difficulté majeure : comment relater de façon neutre les résultats obtenus ? En effet, en l'absence de seuils critiques, de valeurs caractéristiques, etc., l'argumentation peut rapidement perdre de sa continence et une certaine part de subjectivité s'immisce immanquablement dans l'interprétation des résultats.

### 9.2.4 Importance du monitoring / répétition des mesures dans le temps

Cette recherche a également démontré l'importance du monitoring ou, du moins, de la répétition régulière de mesures dans le temps. En effet, de nombreux résultats originaux proposés dans cette thèse découlent de mesures répétées ou acquises en continu durant plusieurs années. Au contraire d'une simple prospection, le monitoring ne donne pas une image figée de la situation investiguée, mais évolutive, ce qui en permet une meilleure appréciation (p. ex. 4.5, influence de la température sur la résistivité d'un terrain gelé). Des phénomènes variables voire opposés dans le temps se distinguent (p. ex. 8.4.5, fig. 8.25, comportement thermique du sol au front du glacier rocheux des Savolaires) alors que d'autres processus semblent récurrents (p. ex. 8.4.3, dépendances des BTS vis-à-vis de la température de l'air et/ou de l'enneigement durant l'hiver).

La mise en œuvre d'un monitoring, la répétition de mesures ou d'observations dans le temps demande de la perspicacité plusieurs années durant, ainsi qu'une infinie patience. Des efforts tels que la répétition annuelle de campagnes de mesures (p. ex. 8 années de mesures BTS à Mille) peuvent paraître à première vue superflus. Cependant, après plusieurs années de suivi, des résultats auxquels personne ne s'attendait peuvent parfois être mis en évidence (cf. 8.4.3).

## 9.3 IMPLICATIONS GÉNÉRALES DES RÉSULTATS OBTENUS

D'un point de vue général, cinq aspects essentiels peuvent être retenus de ce travail de thèse :

- La superposition de deux modes de répartition spatiale du pergélisol démontre une nouvelle fois l'extrême complexité des processus ayant cours dans le domaine périglaciaire. Si l'importance des processus (invasion glaciaire, ventilation interne, autres ?) générant ou ayant généré une répartition atypique du pergélisol est difficile à déterminer, ces mécanismes peuvent cependant affecter ou avoir affecté à peu près n'importe quel corps sédimentaire. Il y a lieu d'en tenir compte notamment en vue d'une estimation fiable des effets du réchauffement climatique sur l'évolution et la répartition spatiale du pergélisol (en particulier lors des phases de validation et de calibrage d'un modèle physique sur des données de terrain).

- Les zones périglaciaires recouvertes par des glaciers durant le PAG sont relativement vastes et de nombreux glaciers rocheux actifs/inactifs ont été perturbés par cette crue glaciaire. Des corps de matériaux gelés ont été déplacés et d'importants déséquilibres, autant thermiques que géométriques (gravitaires), ont été provoqués. Dans ces terrains fortement perturbés, les effets de l'évolution (réchauffement) du climat s'additionnent à des rééquilibrages thermiques en cours. En particulier, ils peuvent accélérer le réchauffement du pergélisol décelable dans certains secteurs marginaux des champs proglaciaires historiques.

- Une ventilation interne est cruciale pour permettre la présence de pergélisol dans les éboulis de basse altitude. Ce pergélisol n'est pas nécessairement lié à un seul rayonnement solaire déficient. Il est possible qu'une telle circulation d'air contribue également à déterminer la répartition spatiale du pergélisol dans des éboulis de plus haute altitude et à préserver des corps gelés dans des glaciers rocheux inactifs/fossiles.

- Le fonctionnement d'une ventilation ascendante au sein d'accumulations de sédiments meubles sous un épais couvert neigeux continu, dépendant directement du contraste de température avec l'air extérieur, démontre que le rôle isolant de la neige n'est pas systématique et doit être remis en question. D'autre part, le lien entre la précocité de l'enneigement, la température de l'air en début de saison hivernale et l'importance du refroidissement hivernal du sol (BTS, WEqT, indice de gel du sol) doit être précisé.

- Tout effort de monitoring ou de répétition de mesures doit impérativement être soutenu. Dans cette optique, il vaut la peine de localiser aussi précisément que possible l'emplacement de toute mesure réa-
lisée, afin de s'assurer de sa reproductibilité à plus ou
moins longue échéance, même si cela n'est pas l'ob-
jectif du projet dans le cadre duquel les mesures sont
effectuées.

9.4 PERSPECTIVES ET DÉVELOPPEMENTS
FUTURS

Cette recherche a démontré l'existence d'une répart-
tition atypique du pergélisol dans un environnement
alpin. De nombreuses questions demeurent cependant
pendantes concernant le fonctionnement précis des
processus en vigueur et l'évolution de ce type de per-
gélisol.

9.4.1 Réalisation de forages

Que ce soit dans des marges proglaciaires histori-
ques, dans des éboulis (de toute altitude) ou des gla-
ciers rocheux inactifs ou fossiles, la réalisation de
forages doit être encouragée. A ce jour, ceux-ci sont
pour très peu nombreux dans ces types de terrain.
L'instauration d'un suivi du comportement thermique
du sol en profondeur permettrait de préciser les pro-
cessus d'échange de chaleur qui s'y déroulent et de
connaître à plus ou moins long terme l'évolution du
pergélisol.

9.4.2 Monitoring de l'évolution thermique et géométrique du pergélisol dans les marges proglaciaires

Dans les marges proglaciaires historiques, tous
les processus ayant conduit à la répartition spatiale
actuelle du pergélisol ne sont pas connus dans leurs
moindres détails. En dépit des inconnues qui subsis-
tent, il importe cependant, en raison des questions
liées à la stabilité de certains de ces terrains et à la rapi-
dité des changements qui peuvent intervenir dans les
secteurs marginaux, de privilégier désormais le suivi
de l'évolution thermique et géométrique des corps de
sédiments gelés. De telles informations sont à ce jour
lacunaires. Si l'observation de l'évolution thermique
peut s'effectuer par le biais de forages instrumentés et
par la poursuite de mesures de température en surface,
l'évolution géométrique (tassement, déformation) peut
être estimée par exemple par des analyses photogram-
métriques ou par des relevés topographiques de grande
précision (GPS par exemple). La répétition de mesures
géophysiques (en particulier géoélectriques, avec des
électrodes fixes) à des pas de temps de 5 à 10 ans per-

mettrait également d'appréhender dans une certaine
mesure les changements tant thermiques que géométri-
ques qui pourraient se produire. Le développement de
modèles physiques reproduisant en profondeur l'im-
pact thermique provoqué le recouvrement glaciaire (en
particulier durant le PAG) doit également être entre-
pris.

9.4.3 Eboulis, glaciers rocheux et ventila-
tion

Les interrogations suscitées par le processus de
ventilation interne de certaines accumulations de sédi-
ments meubles sont particulièrement nombreuses.
Parmi celles-ci, quelques-unes semblent crucales dans
la perspective d'un affinement de la compréhension du
phénomène.

- Le cas/système observé au Creux du Van est-il généralisable ou s'agit-il, notamment au point de vue de la disposition des corps dont la résistivité électrique est la plus élevée, d'une situation particulière ?

- Les anomalies thermiques annuelles du sol décelées dans les éboulis de basse et moyenne altitude s'avèrent plus ou moins marquées selon les sites. Quels facteurs contrôlent l'ampleur de ces anomalies ?

- Quelle est la part des processus d'évaporation (partie basse) / condensation (parties supérieure et profonde) dans le régime thermique des éboulis, notamment ceux de basse et moyenne altitudes ? De tels processus peuvent-ils expliquer la répartition spatiale (disposition longitudinale) de la résistivité électrique (teneur en glace ?) du sol ? Génèrent-ils les différences de comportement thermique observées en été à proximité de la surface du sol dans la partie basse des éboulis du Creux du Van, de la Monnaie et de Vudèche ? Influencent-ils l'ampleur des anomalies thermiques ?

- Quelles sont les modalités précises de fonctionne-
ment du processus de ventilation interne des accumu-
lations sédimentaires (éboulis, glaciers rocheux) de
haute altitude ?

- Dans quelle mesure les fenêtres de fonte précoce
observées à haute altitude découlent-elles d'un *effet de
cheminée* ayant initié une fonte basale du manteau nei-
geux durant les périodes les plus froides de l'hiver ?

Plusieurs options pourraient permettre d'esquisser
des réponses à ces questions, en particulier :
- l'instauration, sur des pentes d'éboulis et des glaciers rocheux, d'un **monitoring thermique le long de profils longitudinaux** selon un concept similaire à celui mis en place au Creux du Van (GSTM et tomographie électrique);

- la mesure systématique des vitesses de déplacement de l'air et de l'évolution de son taux d'humidité;

- la détermination des variations du rythme de fonctionnement du processus de ventilation selon dif-

férentes orientations (par exemple par le biais d'une étude détaillée de la Combe de Dreveneuse, région pourvue de nombreux éboulis situés à altitude comparable dans des expositions variées);

- le développement d'un modèle physique de fonctionnement du système de ventilation interne.

Il est fort probable que ces options de recherche, si elles sont menées à bien, fourniront des résultats qui ne manqueront pas de nous étonner.

*****

Les propos contenus dans cette thèse se basent sur les données glanées jusque dans le courant de l'automne 2003. De nombreuses hypothèses ont été soulevées tout au cours de l'ouvrage. Certaines ont trouvé confirmation dans les mois qui ont suivi. Ainsi, par exemple, au début mars 2004, alors que le document de thèse était en circulation au sein de la Faculté, j'ai pu observer des sorties d'air chaud (+0.2°C) à l'extrémité supérieure du glacier rocheux des Savolaires à l'Alpage de Mille (cf. 8.4). Des mesures BTS comprises entre 0 et +0.8°C ont également été relevées dans ce secteur. Ceci renforce la probabilité d'occurrence d'une circulation d'air profonde sous le corps gelé principal du glacier rocheux et, par conséquent, d'un mécanisme particulièrement efficace de refroidissement hivernal du terrain. De même, dans l'éboulis des Lapires (cf. 8.3), à l'aplomb de la zone P10, des mesures BTS distinctement supérieures à 0°C ont permis de localiser une zone dans laquelle de l'air «chaud» cherche à s'échapper de l'éboulis durant l'hiver. L'ouverture à la pelle du manteau neigeux (épais plus de 2 m) a permis d'observer l'état non gelé du sol (à 2600 m.s.m.) et a provoqué l'expulsion immédiate d'air «chaud». Le mécanisme de ventilation, supposé dans le texte, fonctionne donc bel et bien dans cet éboulis aussi.
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