Reynald DELALOYE

Contribution à l'étude du pergélisol de montagne
en zone marginale

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DÉPARTEMENT DE GÉOSCIENCES - GÉOGRAPHIE
UNIVERSITÉ DE FRIBOURG (SUISSE)

Contribution à l'étude du pergélisol de
montagne en zone marginale

THESE

présentée à la Faculté des Sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)
pour l'obtention du grade de *Doctor rerum naturalium*

Reynald DELALOYE

de
Ardon (VS, Suisse)

Thèse n°1441

Multiprint, Fribourg, 2004
Acceptée par la Faculté des Sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)
sur la proposition de :

Prof. Michel MONBARON, Université de Fribourg (Suisse)

Prof. Wilfried HAEBERLI, Université de Zurich (Suisse)

Dr Daniel VONDER MÜHLL, Université de Bâle (Suisse)

Fribourg, le 25 mars 2004

Le Directeur de thèse :

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Prof. Michel MONBARON</figcaption></figure>

Le Doyen :

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Prof. Dionys BAERISWYL</figcaption></figure>
# TABLE DES MATIÈRES

RÉSUMÉ 5

ABSTRACT 7

ABRÉVIATIONS 9

AVANT-PROPOS 11

## 1ère PARTIE : INTRODUCTION ET GÉNÉRALITÉS

### 1. INTRODUCTION

1.1. GÉNÉRALITÉS 17

1.2. VERS UNE NOUVELLE CONCEPTION DE LA RÉPARTITION ET DES CONDITIONS D'EXISTENCE DU PERGÉLISOL EN RÉGION DE MONTAGNE ? 18

1.3. OBJECTIFS ET STRUCTURE DE LA THÈSE 18

1.4. SITES PROSPECTÉS 18

1.5. NOTE IMPORTANTE 19

### 2. PERGÉLISOL

2.1. UNE DÉFINITION À COMPLÉTER ? 23

2.2. BILAN D'ÉNERGIE ET DÉCALAGES THERMIQUES (THERMAL OFFSETS) 24

2.3. PROFIL THERMIQUE VERTICAL D'UN PERGÉLISOL 28

2.4. GLACIERS ROCHEUX (TYPES ET DÉFORMATIONS) 29

2.5. TYPES DE GLACE DANS UN CORPS SÉDIMENTAIRE MEUBLE GELÉ 30

## 2ème PARTIE : EVALUATION DE L'APPORT DES MÉTHODES D'ACQUISITION DE DONNÉES

### 3. TEMPÉRATURE DU SOL

3.1. GÉNÉRALITÉS 37

3.2. BTS 38

3.2.1. Principe 38

3.2.2. Application 40

3.2.3. Variabilité spatiale des mesures BTS 40

3.2.4. Variabilité interannuelle des mesures BTS 41

3.2.5. Synthèse et questions en suspens 45

3.3. ENREGISTREMENT CONTINU (GSTM) 45

3.3.1. Principe et application 45

3.3.2. Principales phases du comportement thermique annuel de la surface du sol 46

3.3.3. Signification de la température estivale 51

3.3.4. Variations spatiales de l'évolution de MAGST 52

3.3.5. Part des facteurs hivernaux et estivaux dans l'évolution de MAGST 56

3.3.6. BTS versus GST 60

3.3.7. Synthèse 61

3.4. TEMPÉRATURE DU SOL EN PROFONDEUR (FORAGE) 61

### 4. RÉSISTIVITÉ ÉLECTRIQUE

4.1. GÉNÉRALITÉS 65

4.1.1. Principe 65

4.1.2. Matériel et questions pratiques 66

4.1.3. Résistivité des corps gelés 67

4.2. SONDAGES VERTICAUX 68

4.2.1. Application 68

4.2.2. Effet de sur-pente (oversteepening effect) 69

4.2.3. Masquage total par un niveau résistant 71

4.2.4. Masquage partiel de la partie profonde d'un pergélisol 72

4.2.5. Masquage partiel d'un pergélisol) par la résistivité élevée de la couche de surface 73

4.2.6. Hétérogénéité longitudinale du terrain 74

4.3. TRAÎNÉS 77

4.4. PSEUDO-SECTION OU TOMOGRAPHIE 79

4.4.1. Profils tomographiques réalisés 79

4.4.2. Inversion 79

4.4.3. Limites de l'interprétation 79
4.5. INFLUENCE DE LA TEMPÉRATURE SUR LA

<table><tr><td>RÉSISTIVITÉ D'UN TERRAIN GELÉ</td><td>80</td></tr><tr><td>4.5.1. Concepts</td><td>80</td></tr><tr><td>4.5.2. Conditions du test</td><td>80</td></tr><tr><td>4.5.3. Résultats</td><td>80</td></tr><tr><td>4.5.4. Application des résultats</td><td>83</td></tr><tr><td>4.5.5. Conclusions du test</td><td>83</td></tr></table>

4.6. RELATION BTS / RÉSISTIVITÉ ÉLECTRIQUE 84

<table><tr><td>4.6.1. Becs-de-Bosson / Réchy</td><td>84</td></tr><tr><td>4.6.2. Lapires</td><td>85</td></tr><tr><td>4.6.3. Conclusions</td><td>87</td></tr></table>

4.7. SYNTHÈSE DES MESURES DE RÉSISTIVITÉ

<table><tr><td>ÉLECTRIQUE</td><td>87</td></tr></table>

5. AUTRES MÉTHODES

5.1. MÂT À NEIGE 91

<table><tr><td>5.1.1. Principe</td><td>91</td></tr><tr><td>5.1.2. Application</td><td>91</td></tr><tr><td>5.1.3. Fonte printanière du manteau neigeux</td><td>91</td></tr></table>

5.2. TEMPÉRATURE DE L'AIR 96

<table><tr><td>5.2.1. Mesures effectuées</td><td>96</td></tr><tr><td>5.2.2. Particularités locales du régime thermique</td><td>96</td></tr></table>

5.3. PARAMÈTRES DU BILAN RADIATIF 100

<table><tr><td>5.3.1. Utilité des paramètres du bilan radiatif</td><td>100</td></tr><tr><td>5.3.2. Variations spatiales du bilan radiatif</td><td>100</td></tr></table>

<table><tr><td>5.3.3. Estimation de l'ensoleillement direct potentiel par compas solaire</td><td>101</td></tr></table>

<table><tr><td>5.3.4. Asymétrie saisonnière du rayonnement solaire incident</td><td>101</td></tr></table>

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

<table><tr><td>GPS</td><td>101</td></tr><tr><td>5.4.1. Localisation d'emplacements</td><td>101</td></tr><tr><td>5.4.2. Mouvement de la surface d'un terrain</td><td>102</td></tr></table>

3ème PARTIE : ETUDES DE CAS

6. RÉPARTITION SPATIALE DU PERGÉLISOL DANS LES MARGES PROGLACIAIRES HISTORIQUES DE PETITS GLACIERS ALPINS ET PYRÉNÉENS

6.1. INTRODUCTION 107

<table><tr><td>6.1.1. Constats</td><td>107</td></tr><tr><td>6.1.2. Problématique retenue</td><td>109</td></tr><tr><td>6.1.3. Sites choisis et historique des travaux</td><td>110</td></tr></table>

6.2. POSTULATS ET HYPOTHÈSES 110

6.3. INDICATEURS GÉOMORPHOLOGIQUES 111

<table><tr><td>6.3.1. Moraine de fond</td><td>111</td></tr><tr><td>6.3.2. Moraine flûtée</td><td>111</td></tr></table>

<table><tr><td>6.3.3. Moraine d'ablation (d'origine supraglaciaire)</td><td>111</td></tr></table>

6.3.4. Moraine mixte 112

6.3.5. Moraine de poussée s.s. (push moraine) 112

6.3.6. Rétro-fluage de moraine de poussée 112

6.4. PRINCIPAUX RÉSULTATS 114

6.4.1. Typologie interprétative 114

6.4.2. Challand / Ritord / Epée : un site complexe 116

6.4.3. Grand-Aget / Rogneux: rétro-fluage d'une moraine de poussée 123

6.4.4. Sanetschhorn / Creux de la Lé : formation d'un néo-pergélisol ? 125

6.4.5. Réchy / Becs-de-Bosson : recouvrement partiel d'un glacier rocheux 130

6.4.6. Lona / Sasseneire : des sédiments gelés pré-PAG profondément remaniés ? 135

6.4.7. Posets (Pyrénées centrales espagnoles) : un glacier rocheux en trompe-l'oeil ? 139

6.5. EN GUISE DE SYNTHÈSE 142

6.5.1. D'un point de vue statique 144

6.5.2. D'un point de vue évolutif 145

7. CIRCULATION D'AIR ET ANOMALIES

THERMIQUES DANS LES ÉBOULIS DE BASSE ET MOYENNE ALTITUDE

7.1. INTRODUCTION 147

7.1.1. Les thermosiphons 147

7.1.2. Réseaux karstiques, glacières et éboulis froids 147

7.1.3. Hypothèses et objectifs 148

7.2. ETAT DE LA QUESTION DES CIRCULATIONS D'AIR DANS LES ÉBOULIS DE BASSE ET MOYENNE ALTITUDE 149

7.2.1. Introduction 149

7.2.2. Facteurs de refroidissement des éboulis 149

7.2.3. Présence de pergélisol ? 151

7.3. CREUX DU VAN : ÉBOULIS FROID DE RÉFÉRENCE 152

7.3.1. Description du site 152

7.3.2. Mesures retenues 155

7.3.3. Seuil d'inversion et caractéristiques du courant d'air 156

7.3.4. Comportement thermique global de l'éboulis 159

7.3.5. Typologie du comportement thermique annuel dans un éboulis froid 161

7.3.6. Anomalies de la température moyenne annuelle du sol (MAGST) 164

7.3.7. Détection de corps gelés par résistivité électrique 164

7.3.8. Synthèse et principaux indices de fonctionnement d'un effet de cheminée dans une accumulation sédimentaire grossière 168
7.4. AUTRES ÉBOULIS DE BASSE ET MOYENNE ALTITUDE 169

7.4.1. Dos d'Ane / Creux du Van (975-1170 m.s.m.) 170

7.4.2. La Monnaie / Trappistes (660-900 m.s.m.) 172

7.4.3. Combe de Vudèche / Dent-de-Lys (FR) (1580-1780 m.s.m.) 175

7.4.4. Autres sites de moyenne altitude 182

7.5. CONCLUSIONS 188

## 8. REFROIDISSEMENT DU SOL PAR UN EFFET DE CHEMINÉE DANS DES DÉPÔTS SÉDIMENTAIRES GROSSIERS DE HAUTE ALTITUDE ?

8.1. ETAT DE LA QUESTION 191

8.1.1. Concepts de circulations d'air 191

8.1.2. Répartition du pergélisol dans les éboulis et facteurs envisagés 192

8.1.3. Circulations d'air profondes dans des glaciers rocheux ? 192

8.2. QUELQUES OBSERVATIONS DU POSSIBLE FONCTIONNEMENT D'UN EFFET DE CHEMINÉE DANS DES ÉBOULIS DE HAUTE ALTITUDE 193

8.2.1. Les fenêtres de fonte de neige précoce dans les éboulis de Tita Neire (2410-2500 m.s.m.) 193

8.2.2. D'autres fenêtres de fonte ? 194

8.2.3. Effet de cheminée dans l'éboulis W du Petit Mont Rouge (Arolla, 2600-2720 m.s.m.) 196

8.3. L'ÉBOULIS DES LAPIRES 196

8.3.1. Description du site et mesures (retenues) effectuées depuis 1998 196

8.3.2. Répartition du pergélisol 196

8.3.3. Indices d'un effet de cheminée dans la zone P10 ? 199

8.3.4. Indices d'un effet de cheminée dans la zone P09 ? 206

8.3.5. Conclusions et hypothèses ouvertes 207

8.4. LES GLACIERS ROCHEUX INACTIFS/FOSSILES DE L'ALPAGE DE MILLE 207

8.4.1. Description du site 207

8.4.2. Variations spatiales interannuelles des mesures BTS 210

8.4.3. Dépendance des BTS vis-à-vis de la température de l'air durant l'hiver 212

8.4.4. Interprétation des résultats 215

8.4.5. Conclusions 217

8.5. CONCLUSIONS SUR LE FONCTIONNEMENT D'UN EFFET DE CHEMINÉE DANS LES ÉBOULIS D'ALTITUDE ET LES GLACIERS ROCHEUX INACTIFS/FOSSILES 218

## 4ème PARTIE : CONCLUSIONS GÉNÉRALES ET DÉVELOPPEMENTS SOUHAITABLES

## 9. CONCLUSIONS GÉNÉRALES ET PERSPECTIVES

9.1. SUPERPOSITION DE DEUX MODES DE RÉPARTITION SPATIALE DU PERGÉLISOL DANS L'ENVIRONNEMENT ALPIN 223

9.1.1. Répartition typique 223

9.1.2. Répartition atypique 224

9.2. INTERPRÉTATION DES RÉSULTATS ET MONITORING 226

9.2.1. Confrontation souhaitée dans certains cas avec d'autres méthodes géophysiques 226

9.2.2. Comparaison détaillée indispensable des mesures de température du sol avec les conditions météorologiques et nivologiques 226

9.2.3. Interprétation (semi-)qualitative des résultats 226

9.2.4. Importance du monitoring / répétition des mesures dans le temps 227

9.3. IMPLICATIONS GÉNÉRALES DES RÉSULTATS OBTENUS 227

9.4. PERSPECTIVES ET DÉVELOPPEMENTS FUTURS 228

9.4.1. Réalisation de forages 228

9.4.2. Monitoring de l'évolution thermique et géométrique du pergélisol dans les marges proglaciaires 228

9.4.3. Eboulis, glaciers rocheux et ventilation 228

BIBLIOGRAPHIE 231

CURRICULUM VITAE 239

*****
# RÉSUMÉ

L'objectif principal de cette thèse est l'identification de processus régulant la présence et l'évolution du pergélisol dans les zones marginales de son domaine d'existence, c'est-à-dire là où sa présence est forte- ment discontinue, sporadique, voire incertaine. Cette thématique n'a que peu été étudiée jusqu'à ce jour. Cependant, comme les interrogations portant sur les effets du réchauffement climatique sur l'environne- ment alpin se multiplient, la compréhension des pro- cessus dictant l'évolution de la température du sol dans une situation de pergélisol marginal revêt une importance primordiale. En effet, ce type de pergélisol devrait a priori être le premier à subir une disparition complète.

Une vingtaine de sites localisés principalement dans la partie occidentale des Alpes Suisses, mais aussi dans les Préalpes, le Jura et les Pyrénées, ont été investigués essentiellement par le biais de mesures de température du sol (instantanées ou continues) et de résistivité électrique. Des données météorologiques et nivologiques ont également été relevées en perma- nence sur plusieurs sites entre 1998 et 2003.

Quatre types de terrain ont été analysés, à savoir :

- des éboulis de basse altitude où il s'avère que le sol peut demeurer gelé en permanence à une altitude aussi basse que 1200 m.s.m. et où la température moyenne annuelle de l'air est supérieure à +5°C;

- des éboulis de haute altitude (2200-3000 m.s.m.) situés à proximité de la limite inférieure du pergélisol discontinu, là où la présence de pergélisol n'est le plus souvent restreinte qu'à quelques portions du versant;

- des glaciers rocheux inactifs/fossiles où des corps de pergélisol pourraient avoir été préservés depuis plu- sieurs milliers d'années;

- des marges proglaciaires historiques (Petit Age Glac- iaire) de petits glaciers ayant souvent recouvert tout ou partie de glaciers rocheux préexistants et où la répartition spatiale actuelle du pergélisol est encore marquée par le profond remaniement thermique et mécanique causé par l'avancée glaciaire.

Les résultats obtenus soutiennent l'hypothèse for- mulée au début du travail, à savoir qu'il faut considérer la répartition spatiale du pergélisol dans un environ- nement alpin comme étant la superposition de deux modes dont les mécanismes de fonctionnement ther- mique diffèrent : un mode que l'on peut qualifier de typique, résultant d'un bilan d'énergie dont les com- posantes sont essentiellement des flux de chaleur (con- ductifs et convectifs) verticaux, et un mode atypique, influencé en grande partie par une composante advec- tive du bilan d'énergie. Au moins deux processus générant ou ayant généré une répartition atypique du pergélisol dans des dépôt sédimentaires meubles ont pu être mis en évidence : les effets de l'avancée gla- ciaire historique du Petit Age Glaciaire et la circu- lation d'air interne, de type «effet de cheminée» ou «tube à vent». Ces processus peuvent affecter ou avoir affecté à peu près n'importe quelle accumulation de matériaux et il y a lieu d'en tenir compte en vue d'une estimation fiable des effets du réchauffement climati- que sur l'évolution et la répartition spatiale du pergéli- sol.

Dans les marges proglaciaires historiques, la pré- sence de pergélisol est souvent limitée au pourtour du champ proglaciaire. Des corps de matériaux gelés ont pu être déplacés (formation de moraines de poussée) et d'importants déséquilibres, autant thermiques que géométriques, ont été provoqués par l'avancée gla- ciaire. Dans ces terrains fortement perturbés, les effets de l'évolution du climat s'additionnent à des rééqui- librages thermiques en cours et peuvent contribuer à
accélérer le réchauffement du pergélisol déplacé (?)
dans certains secteurs marginaux du champ proglaciaire.

Une circulation d'air qui s'inverse et s'intensifie en fonction du gradient de température entre l'intérieur d'une accumulation de débris rocheux et l'air extérieur a pu être démontrée dans tous les éboulis de basse et moyenne altitude qui ont été observés. Cette ventilation interne est cruciale pour permettre la présence de pergélisol dans ces éboulis; elle peut en effet conduire selon les cas à une anomalie thermique annuelle du sol de 3 à 7°C par rapport à la température moyenne annuelle de l'air dans la partie basse de l'éboulis. Le fonctionnement de la phase de ventilation ascendante hivernale, provoquant un refroidissement très marqué de la moitié inférieure d'un éboulis, n'est pas significativement entravée par un épais couvert neigeux continu. Il est possible qu'une telle circulation d'air contribue également à déterminer la répartition spatiale du pergélisol dans des éboulis de haute altitude et à préserver des corps gelés dans des glaciers rocheux inactifs/fossiles. Les mesures de température du sol à disposition ont en tout cas montré l'existence, certes atténuée, de la phase hivernale ascendante du système de ventilation.

Une partie de cette thèse est consacrée à des
questions d'ordre méthodologique concernant la per-
tinence et l'apport des techniques de mesure mises

en œuvre. Une interprétation basée sur une approche
qualitative des mesures effectuées et non pas seule-
ment purement quantitative a été privilégiée.

Ainsi par exemple, l'analyse détaillée de l'aspect
de la courbe d'un sondage électrique vertical permet
de mettre en évidence une possible hétérogénéité et
renseigne tout autant sur la nature du terrain que les
résistivités mesurées dans l'absolu. Une typologie de
courbes caractéristiques a par ailleurs été dressée dans
le cadre de la prospection des marges proglaciaires.
En ce qui concerne les mesures de température du sol,
les mesures BTS (température à la base de la couche
de neige hivernale) ont par exemple été utilisées de
préférence en vue de l'identification de particularités
du régime thermique du sol plutôt que pour la prospec-
tion même du pergélisol. Par ailleurs, une typologie du
comportement thermique annuel du sol a pu être défi-
nie pour décrire le fonctionnement du système de ven-
tilation d'un éboulis de basse altitude.

L'importance de la répétition de mesures dans le temps (monitoring) a également été soulignée. En effet, de nombreux résultats originaux proposés découlent de mesures répétées occasionnellement ou acquises en continu durant plusieurs années. Au contraire d'une simple prospection, le monitoring ne donne pas seulement une image figée de la situation investiguée, mais également évolutive, ce qui en permet une meilleure appréciation.

Mots-clés : pergélisol marginal, marges proglaciaires historiques, Petit Age Glaciaire, éboulis froids, glaciers rocheux inactifs/fossiles, ventilation, géoélectrique, température du sol, monitoring

****
ABSTRACT

The main objective of this thesis is the identifica-
tion of mechanisms controlling the occurrence and the
evolution of mountain permafrost in peripheral areas,
i.e. where the presence of permafrost is strongly dis-
continuous, isolated, or even uncertain. This area has
not been greatly studied so far. As investigations relat-
ing to the effects of climate warming on the alpine
environment multiply, the comprehension of the mech-
anisms controlling the thermal regime of the ground in
a situation of marginal permafrost takes on particular
significance. Indeed, this type of permafrost should be
a priori the first to completely disappear.

About twenty sites mainly located in the western
part of the Swiss Alps, but also in the Prealps, Jura
and Pyrenees, were primarily investigated by means
of electrical resistivity and ground temperature (ins-
tantaneous or continuous) measurements. Weather and
snow data were also permanently recorded on several
sites between 1998 and 2003.

Four types of terrain were analysed, namely :

- *scree slopes at low elevation* where permafrost can occur as low as 1200 m a.s.l. (above sea level) while the mean annual air temperature is higher than +5°C;

- *talus slopes at high elevation* (2200-3000 m a.s.l.) located near the lower limit of the discontinuous alpine permafrost belt, where the occurrence of permafrost is generally restricted to some portions of a slope;

- *inactive/relict rock glaciers* where materials can be preserved in a frozen state since several thousands of years ago;

- *historical (Little Ice Age) forefield* of small glaciers having often covered whole or part of pre-existing rock glaciers and where the current spatial distribution

of permafrost is still marked by strong thermal and
mechanical disruption caused by the glacier advance.

The results obtained support the assumption formed
at the beginning of the work, namely that it is neces-
sary to consider the spatial distribution of permafrost
in an alpine environment as being the superposition of
two modes in which the thermal mechanisms differ : a
**typical** mode resulting from an energy balance whose
components are primarily vertical (conductive and
convective) heat fluxes, and an **atypical** mode mainly
influenced by an advective component of the energy
balance. At least two processes generating or having
generated an atypical distribution of permafrost in
non-consolidated sedimentary deposits can be highligh-
ted : the **effects of the Little Ice Age glacier advance**
and an **internal circulation of air** («chimney effect»
or «wind tube»). One or the other of these processes
may affect or have affected the permafrost conditions
in any accumulation of materials and it is necessary
to take this into account for a reliable estimate of the
effects of the climate warming on the evolution and
the spatial distribution of permafrost.

In the historical glacier forefields, the occurrence
of permafrost is often limited to the margins of the
former proglacial field. Frozen materials can be moved
(formation of push-moraines) and significant imbal-
ances, as much thermal as geometrical, can be caused
by the glacier advance. In these strongly disturbed ter-
rains, the effects of climate evolution are added to
thermal adjustments in progress and can contribute
to accelerate the warming of permafrost which was
moved (?) in certain marginal sectors of the proglacial
field.

An air circulation which reverses and intensifies
according to the contrast in temperature between the
air in the interior of the blocky accumulation and the
surrounding air could be shown in all the talus slopes of low and medium elevation that were analysed. The internal ventilation mechanism is crucial to allow the occurrence of permafrost in these talus slopes; in the lower part of a slope, it can indeed lead, depending on cases, to a thermal annual anomaly of the ground reaching 3 to 7°C compared to the mean annual temperature of the outside air. The winter ascending ventilation phase, causing a very strong cooling of the lower half of a slope, is not significantly blocked by a thick continuous snow cover. It is possible that such a circulation of air also contributes to determine the spatial distribution of permafrost in talus slopes at high elevation and to preserve materials in a permanent frozen state in inactive or fossil rock glaciers. Indeed, the available ground temperature measurements showed in any case the existence, certainly attenuated, of the ascending winter phase of the ventilation system.

Part of this thesis is devoted to methodological questions concerning the relevance and the contribution of the used measurement techniques. An interpretation based on a qualitative and not purely quantitative approach of the obtained data is preferenced.

Thus, for example, the detailed analysis of the aspect of the curve of a vertical electrical sounding allow us to highlight a possible heterogeneity of the ground composition and informs as much about the nature of the ground as the resistivities measured alone. A typology of characteristic curves was in addition drawn up within the framework of glacier forefield investigation. Concerning the measurements of ground temperature, BTS (Bottom Temperature of the winter Snow cover) measurements, for example, were used in preference for the identification of characteristics of the ground thermal regime rather than for the prospecting itself of permafrost. In addition, a typology of the annual thermal regime of the ground was defined to describe the effects and the specificities of the ventilation system in a low elevation talus slope.

The importance of repeating measurements in time (monitoring) is also underlined. Indeed, many original results suggested herein arise from measurements that were occasionally repeated or acquired in an uninterrupted way during several years. Unlike a simple prospection, monitoring does not only give a fixed image of the investigated situation, but also an evolutionary insight, which allows a better appreciation of it.

**Keywords** : marginal permafrost, historical glacier forefields, Little Ice Age, cold scree slopes, inactive/relict rock glaciers, air circulation, electrical resistivity, ground temperature, monitoring

*****
# ABRÉVIATIONS

Signification des principales abréviations, avec page(s) de référence (sauf exceptions) :

<table><tr><td>a</td><td>Intervalle inter-électrodes (en m) pour traînés et tomographie de résistivité électrique</td></tr><tr><td>Ac</td><td>Associations végétales à érables</td></tr><tr><td>AF</td><td>Abieti-fagetum, hêtraie à sapins</td></tr><tr><td>ALTO</td><td>Active Layer Thermal Offset, part du décalage thermique annuel moyen entre l'air (atmosphère) et le toit du pergélisol due aux caractéristiques de la couche active</td></tr><tr><td>AP</td><td>Aslpenio-Piceetum, Pessière (épicéas) à Asplénium</td></tr><tr><td>API</td><td>Frange inférieure de la Pessière à Asplénium</td></tr><tr><td>APs</td><td>Frange supérieure de la Pessière à Asplénium</td></tr><tr><td>BTS</td><td>Bottom Temperature of the winter Snow cover</td></tr><tr><td>DGPS/RTK</td><td>Localisation par GPS différentiel en temps réel</td></tr><tr><td>GFI</td><td>Ground Freezing Index, indice de gel du sol</td></tr><tr><td>GST</td><td>Ground Surface Temperature, mesurée par un UTL</td></tr><tr><td>GSTM</td><td>Ground Surface Temperature Monitoring</td></tr><tr><td>K<sup>d</sup></td><td>Rayonnement solaire incident</td></tr><tr><td>K<sup>up</sup></td><td>Rayonnement solaire réfléchi</td></tr><tr><td>L<sup>d</sup></td><td>Rayonnement tellurique (ou thermique infrarouge) en provenance de l'atmosphère</td></tr><tr><td>L<sup>up</sup></td><td>Rayonnement tellurique (ou thermique infrarouge) de la surface du sol</td></tr><tr><td>MAAT</td><td>Mean Annual Air Temperature</td></tr><tr><td>MADD</td><td>Module d'acquisition de données, station automatique</td></tr></table>
<table><tr><td>MAGST</td><td>Mean Annual Ground Surface Temperature</td></tr><tr><td>MAGT</td><td>Mean Annual Ground Temperature, température moyenne annuelle du sol en profondeur</td></tr><tr><td>MAPT</td><td>Mean Annual Permafrost Temperature, température moyenne annuelle du pergélisol</td></tr><tr><td>P09, P10</td><td>Pylônes de la télécabine Tortin-Chassoure (Lapires)</td></tr><tr><td>PAG</td><td>Petit Age Glaciaire</td></tr><tr><td>PERMOS</td><td>Permafrost Monitoring Switzerland, réseau d'observation du pergélisol en Suisse en fonction depuis 2000</td></tr><tr><td>PT</td><td>Tofieldo-Piceetum, Pessière à Tofieldie (zone d'épicéas nains)</td></tr><tr><td>pa</td><td>Résistivité (électrique) apparente du sol</td></tr><tr><td>RMS error</td><td>Érreur quadratique résiduelle moyenne</td></tr><tr><td>RSP</td><td>Rayonnement solaire direct potentiel</td></tr><tr><td>SFD</td><td>Snow Free Date, date de disparition de la neige (au printemps ou en été)</td></tr><tr><td>SnD</td><td>Snow Date, date d'enneigement définitif (en automne)</td></tr><tr><td>SnTO</td><td>Snow Thermal Offset, part du décalage thermique annuel moyen entre l'air (atmosphère) et le toit du pergélisol due à l'enneigement</td></tr><tr><td>STO</td><td>Surface Thermal Offset, part du décalage thermique annuel moyen entre l'air (atmosphère) et le toit du pergélisol due aux caractéristiques de la surface du sol</td></tr><tr><td>Type A, B...</td><td>Type de courbe de sondage électrique vertical dans et aux abords immédiats d'une marge proglaciaire historique</td></tr><tr><td>Type I, II...</td><td>Type de comportement thermique annuel du sol dans un éboulis froid</td></tr><tr><td>UTL</td><td>Universal Temperature Logger (type UTL-1)</td></tr><tr><td>WEqT</td><td>Winter Equilibrium Temperature, température d'équilibre hivernal (du sol)</td></tr></table>

*****
REMERCIEMENTS

Un travail de thèse ne peut être mené à terme qu'avec l'appui, l'encouragement et la contribution, à des degrés divers, d'un très grand nombre de personnes. Mes remerciements et ma reconnaissance s'adressent ainsi :

- au Prof. Michel Monbaron, directeur de thèse, en particulier pour le soutien accordé et la confiance totale exprimée durant ce long chemin;

- à mes collègues Christophe Lambiel et Emmanuel Reynard de l'Université de Lausanne, pour l'amicale et fructueuse collaboration entretenue durant toutes ces années, mais aussi pour la relecture prompte et attentive du volumineux manuscrit qui leur a été soumis à l'orée de l'hiver;

- au Prof. Wilfried Haeberli ainsi qu'au Dr Dani Vonder Mühll, non seulement pour avoir accepté de faire partie du jury, pour la lecture (dans les temps) du manuscrit et la qualité de leur commentaires, mais également pour les nombreux soutiens et opportunités offerts de longue date;

- à tous les membres de l'Institut de Géographie, dont un certain nombre d'«anciens», pour les excellentes conditions de travail, les bons moments partagés et pour les dépannages, coups de main et autres aides de toutes sortes : Claude Béguin, Martin Beniston, Michelle Bollschweiler, Sylvie Bovel-Yerly, Paula Casals, Claude Collet, Marie Descloux, Holger Gärtner, Eddie Graham, Joëlle et Stéphane Goyette, Ingo Heinrich, Dominique Jungo, Patricia Jungo, Franciska Keller, Francisco Klauser, Brigitte Koffi-Lefeivre, Ernest Koffi, Walter Leimgruber, Igor Lièvre, Claire Matti-Gallice, Thierry Menoud, Moe Myint,

Ivo Raemy, Jean Ruegg, Christian Savary, Christian Schubhart, Michel Spicher, Markus Stoffel, Ignaz Strebel, Pierre Terrettaz, Stefan Winter et Danièle Yerly;

- à la soixantaine au moins d'étudiant-e-s géographes des Universités de Fribourg (surtout) et de Lausanne, qui, souvent au pied levé, ont permis la réussite des fréquentes campagnes de mesure et n'ont pas rechigné à rentrer parfois bien après la tombée de la nuit : en particulier, Grégoire Devaud, Gilles Disero, Jonathan Dorthe, Gilles Fasel, Martha Gruson, Sébastien Métrailler, Eric Perruchoud, Sébastien Morard et Alain Turatti;

- aux Dr Ralph Lugon (de l'Institut Universitaire Kurt Bösch à Sion), Ludovic Baron, Laurent Marescot, Régis Monnet (tous trois de l'Université de Lausanne), Marcia Philips (SLF Davos) et Eric Bardou (CREALP, puis WSL à Sion), à Sarina Eisenring (de l'Université de Zurich) et Marc Luetscher (de l'ISSKA - Institut Suisse de Spéléologie Karstique - à La Chaux-de-Fonds) et aux anciens géographes fribourgeois Sonia Morand et Dr Jean-Michel Gardaz pour les collaborations ou discussions engagées au cours de ces années;

- à la Fondation Dr Ignace Mariétan de la Société Valaisanne des Sciences Naturelles (La Murithienne) pour le soutien au projet « Réchy/Lona » en 2002;

- à la Fondation du Fonds de la Recherche de l'Université de Fribourg pour le soutien au projet « Ritord » en 1997;

- à M. Paul Glassey, à Télénendaz S.A. et Téléverbier S.A. pour la réalisation du forage des Lapires; à cette dernière également pour l'accès aux remontées mécaniques de ladite station;
- aux Prof. André Strasser et Christian Caron (Institut de Géologie de l'Université de Fribourg) pour m'avoir invité à publier ma thèse dans la série GeoFocus;

- aux Dr Florence Dapples, Daniel Oswald et Elias Samankassou ainsi qu'au futur Dr Luc Braillard (Institut de Géologie de l'Université de Fribourg) pour leurs conseils avisés;

- à mes collègues espagnols Enrique Serrano, Juan-Jo Trueba, Raùl Rodriguez qui nous ont accueilli sur leur terrain de recherche dans les Pyrénées;

- au Prof. Jean-Michel Gobat (Université de Neuchâtel), à Jean-Michel Oberson (Service des Forêts du Canton de Neuchâtel) et Dominique Piazza (garde forestier) pour l'intérêt porté aux recherches menées au Creux du Van, leur connaissance du site et les facilités accordées;

- à Virginie Bavaud, Daniel Bruchez, Chantal Crausaz, Hubert Mayor et leurs aides pour leur accueil chaleu-

reux aux Cabanes des Becs-de-Bosson, des Diablerets et du Mont-Fort;

- à David Bovard, Raphaël Délèze, Jean-Luc Disner et Vincent Joris pour leur aide ponctuelle, mais précieuse;

- à la communauté scientifique «permafrost» dans son ensemble, exemplaire dans son mode de fonctionnement, dans la convivialité et l'esprit d'ouverture et de collaboration qui y règne;

- à Jeannette Delaloye pour la toute dernière relecture du manuscrit et mille autres choses;

- à toutes celles et ceux que, par mégarde, j'aurais omis de mentionner;

- et, surtout, à Nathalie et Jonas pour leur sourire, leur soutien sans faille et tout ce qu'ils m'ont apporté durant cette dernière année en particulier.

*****
# 1ÈRE PARTIE

## INTRODUCTION
ET NOTIONS GENERALES
# 1. INTRODUCTION

## 1.1 GÉNÉRALITÉS

En principe, les caractéristiques thermiques et géométriques d'un pergélisol dépendent des échanges d'énergie entre les couches proches de la surface du sol et l'atmosphère. Ces flux sont à leur tour étroitement liés à des variables et paramètres climatiques, environnementaux et, en région de montagne, topographiques, tels que caractéristiques de la surface du terrain, composition du sol, altitude, orientation, ensoileillement, enneigement, température de l'air, etc. Le concept de bilan d'énergie et les nombreux paramètres qui lui sont associés forment l'ossature des modèles physiques les plus récents, encore en développement (STOCKER-MITTAZ et al. 2002, GRUBER et al. 2003), et qui ont pour but de reproduire et de simuler les variations thermiques du pergélisol de montagne dans le temps et dans l'espace (ETZELMÜLLER et al. 2001, HOELZLE et al. 2001).

Or, parmi les différentes formes d'existence de pergélisol dans des terrains sédimentaires, il s'avère qu'un certain nombre de situations ne semblent pas correspondre au seul résultat d'un tel échange vertical de chaleur entre le sol et l'atmosphère, aussi complexe soit-il. A l'exception des glaciers rocheux actifs, où, par fluage (creep), une «exportation» lente de matériaux gelés au-dehors de la zone potentiellement favorable à la préservation de pergélisol est possible, les situations particulières sont le plus souvent localisées dans les marges du domaine d'existence du pergélisol et peuvent être classées en trois catégories :

- Les marges proglaciaires historiques situées dans la zone d'existence du pergélisol discontinu (dans les Alpes, au-dessus de 2500 m.s.m. environ); la répartition actuelle du pergélisol y est avant tout la conséquence des effets mécaniques et thermiques de l'avancée glaciaire du Petit Age Glaciaire (HAEBERLI

1979, EVIN 1991, 1992a, 1992b, EVIN & FABRE 1990, KNEISEL 1998, 1999, REYNARD et al. 2003).

- La limite inférieure du pergélisol discontinu (vers 2200-2600 m.s.m.); il s'agit d'une zone de transition floue entre présence et absence de pergélisol, dans laquelle par exemple l'existence localisée de pergélisol dans des pentes d'éboulis (REYNARD et al. 1999, LERJEN et al. 2003) ou la préservation de corps gelés dans des glaciers rocheux inactifs, voire fossiles (DELALOYE & MORAND 1998), dont l'origine est probablement tardiglaciaire (BARSCH 1996, FRAUENFELDER & KÄÄB 2000, FRAUENFELDER et al. 2001, LAMBIEL & REYNARD 2003) ne semblent pas toujours pouvoir s'expliquer par un bilan d'énergie composé uniquement de flux verticaux.

- Des sites de basse altitude (au-dessous de 2000 m.s.m.) localisés parfois bien au-dessous de la limite supérieure des forêts; le pergélisol semble bel et bien présent dans des pentes d'éboulis à des altitudes où la température moyenne annuelle de l'air est largement positive (WAKONNIG 1996, KNEISEL et al. 2000b, GUDE et al. 2003), présence qui, ici encore, ne peut à l'évidence pas être expliquée par un simple bilan d'énergie à unique dimension verticale.

Une vingtaine de sites ont été étudiés dans le cadre de ma recherche, **avec comme objectif principal l'identification de processus** régulant la présence et l'évolution du pergélisol dans ces différentes catégories de situations particulières. Les résultats attendus devraient pouvoir contribuer à une connaissance affinée des conditions d'existence du pergélisol alpin aux marges de son domaine d'existence. A l'heure où les interrogations portant sur les effets du réchauffement climatique sur l'environnement alpin se multiplient, une appréciation cohérente des conséquences actuelles et envisageables dans le futur ne peut passer que par une connaissance approfondie de tous les processus en action.
## 1.2 VERS UNE NOUVELLE CONCEPTION DE LA RÉPARTITION ET DES CONDITIONS D'EXISTENCE DU PERGÉLISOL EN RÉGION DE MONTAGNE ?

L'hypothèse principale qui soutient ce travail peut être formulée comme suit :

*En région de montagne, deux types de répartition spatiale du pergélisol se superposent, répondant à des mécanismes de fonctionnement différents :*

- d'une part, une répartition que l'on peut qualifier de **typique**, résultant essentiellement de flux d'énergie dont la composante majeure est verticale, transferts d'énergie qui s'effectuent avant tout par conduction ou par convection;

- d'autre part, une répartition **atypique**, dont la cause est l'existence localisée de processus particuliers, prenant le dessus sur les échanges d'énergie verticaux; les transferts s'effectuent principalement par advection (circulation d'air, écoulement d'eau), selon une composante majeure latérale, et peuvent dans certains cas avoir une origine mécanique (fluage, charriage).

- Quel que soit le type de répartition auquel une situation observée correspond, celle-ci peut être en **équilibre** ou non avec les conditions climatiques en vigueur, être **héritée** ou non d'un processus aujourd'hui inexistant ou dont l'efficacité est moindre.

Cette thèse se concentre sur certains des processus conduisant à une répartition atypique du pergélisol dans des terrains sédimentaires.

## 1.3 OBJECTIFS ET STRUCTURE DE LA THÈSE

L'objectif principal est, par des mesures et observations de terrain, la mise en évidence des processus régulant la présence et l'évolution du pergélisol dans les différentes catégories de situations atypiques potentielles que sont les marges proglaciaires, la limite inférieure du pergélisol discontinu et les éboulis de basse altitude (cf. 1.1).

Dans le détail, la démarche poursuivie consiste, dans la mesure du possible, à répondre aux objectifs partiels suivants :

- attester, par le biais de méthodes relativement classiques (géoélectrique, mesures thermiques de surface), la présence de pergélisol;

- décrire les caractéristiques de ce pergélisol et en cartographier sa répartition spatiale;

- mettre en évidence, par la comparaison des sites investigués et la mise en œuvre d'un monitoring du comportement thermique de la surface du sol, la présence de phénomènes et de processus soit récurrents, soit particuliers, permettant d'expliquer les conditions rencontrées.

Le travail de thèse est rédigé selon la structure suivante :

- Les principales notions indispensables à la compréhension du phénomène thermique qu’est le pergélisol sont tout d’abord brièvement décrites et, si nécessaire, discutées sur la base des conceptions les plus récentes (chap. 2).

- L'un des aspects cruciaux de cette recherche est l'utilisation de méthodes de détection classiques (résistivité électrique, mesures thermiques de surface) dans des terrains atypiques, le plus souvent situés aux marges du domaine d'existence du pergélisol, là où l'efficacité de ces méthodes est incertaine. La contribution que représente le nombre considérable de mesures effectuées dans le cadre de cette recherche permet d'étayer une discussion consacrée aux apports et limites de l'application de ces méthodes (chap. 3-5).

- Les résultats obtenus de l'étude des relations glaciers-pergélisol dans des marges proglaciaires historiques (chap. 6), puis de celle des éboulis de basse altitude (chap. 7) et des sites localisés à proximité de la limite inférieure du pergélisol discontinu (chap. 8) sont ensuite présentés et analysés.

- Une conclusion générale sur les phénomènes et processus caractéristiques d'une répartition atypique du pergélisol en région de montagne fait l'objet d'un dernier chapitre (9).

## 1.4 SITES PROSPECTÉS

Entre 1997 et 2003, près de 200 journées de terrain ont été nécessaires pour explorer une vingtaine de sites répartis principalement dans la moitié occidentale des Alpes Valaisannes, mais aussi dans les Hautes Alpes Calcaires occidentales, les Préalpes, le Jura et les Pyrénées centrales.

Certaines campagnes de mesure ont été mises sur pied en collaboration avec différents partenaires : E. REYNARD et C. LAMBIEL (Institut de Géographie de
l'Université de Lausanne - IGUL), L. MARESCOT, L. BARON et R. MONNET (Institut de Géophysique de l'Université de Lausanne - IGL), R. LUGON (Institut Universitaire Kurt Bösch à Sion - IUKB), M. PHILLIPS et V. STÖCKLI (Institut pour l'Etude de la Neige et des Avalanches à Davos - SLF), S. EISENRING (Département de Géographie de l'Université de Zurich - UniZH), J. RUSSILL (Département des Sciences de la Terre, Université de Cardiff, Pays de Galles - Card.) et E. SERRANO (Département de Géographie, Université de Valladolid, Espagne - Vall.). De nombreux étudiant-e-s des Universités de Fribourg et Lausanne ont participé aux travaux de terrain. Certain-e-s ont d'ailleurs réalisé leur travail de diplôme avec les données récoltées à cette occasion (DEVAUD 1999, GRUSON 2000, TURATTI 2002, MÉTRAILLER, in prep.).

Les différents sites (localisation sur fig. 1.1-1.3), leurs caractéristiques principales et les mesures qui y ont été effectuées figurent dans les tableaux 1.1-1.5. On peut y lire (les textes en italique réfèrent à des sites dont l'investigateur principal est indiqué en gras dans la dernière colonne) :

Ab l'abréviation (Ab) systématiquement utilisée dans le texte, les figures et les tableaux pour signaler la provenance des données (p. ex. Mi pour l'Alpage de Mille), à laquelle on ajoute un L pour un capteur de température (Mi-L18), un S pour un sondage électrique vertical (Mi-S03), un W pour une ligne de traîné (Mi-W02), un P pour un profil tomographique (Mi-P00);

Ty les types de forme(s) prospectée(s) (MP : marge proglaciaire, GR : glacier rocheux, Eb. : éboulis);

Alt. les altitudes minimale et maximale du site

Or l'orientation générale du terrain

Géoél le nombre de mesures de résistivité électrique (S : sondages verticaux, W : points de traînés, P : pseudo-sections ou tomographies);

bts le nombre de mesures BTS; entre parenthèses, le nombre d'années au cours desquelles se répartissent ces mesures;

utl le nombre d'emplacements où des capteurs thermiques autonomes (UTL-1) ont été installés;

F l'existence d'un forage;

Cl les paramètres climatiques (Cl) mesurés en situ par des stations automatiques de type MADD (Etrelec, Renens-Lausanne) (Air : à environ

2 m de hauteur, BR : bilan radiatif, K<sub>d</sub> : rayonnement solaire global incident, K<sub>up</sub> : rayonnement solaire réfléchi, P : précipitations);

N l'installation d'un «mât à neige» permettant le suivi du développement du manteau neigeux à l'aide de mesures thermiques (UTL);

RP le nombre d'emplacements où le rayonnement solaire potentiel (RP) a été estimé à l'aide d'un compas solaire;

gps la mise en place d'un réseau de points dont les déplacements sont mesurés par GPS différentiel;

An. la durée d'investigation du site;

Per l'intégration du site dans PERMOS (Permafrost Monitoring Switzerland), le réseau d'observation du pergélisol en Suisse;

Collab. les différents partenaires ayant participé d'une manière ou d'une autre aux investigations (abréviations, voir plus haut).

## 1.5 NOTE IMPORTANTE

Cette recherche est basée sur un nombre considérable de mesures, **toutes originales**, acquises dans une très large part sur ma propre initiative : plus de 120 sondages électriques verticaux, 1500 points de trainé électrique, 25 profils tomographiques, environ 3000 mesures BTS, les données horaires de 5 petites stations climatiques (3 à 10 canaux) durant 4 à 6 ans, près de 500 séries annuelles d'enregistrement continu (2 h d'intervalle) de la température du sol, etc. La gestion de cette masse d'informations demande un investissement en temps qui n'est pas négligeable ainsi qu'une organisation sans faille. Il ne s'agit pas uniquement de stocker ces données à l'état brut, mais de les vérifier, si nécessaire de les corriger, puis de les traiter, des opérations qui doivent pouvoir s'effectuer le plus efficacement et le plus rapidement possible. Dans ce but, j'ai conçu selon les besoins diverses feuilles de calcul dont la fonction est d'extraire automatiquement d'une série de données tous les paramètres nécessaires à son interprétation ou à sa représentation graphique ou cartographique.

Il est évident qu'il est hors de question de traiter toute cette information dans les pages qui suivent. Gardons néanmoins en mémoire que tous les propos contenus dans cette thèse s'appuient sur l'expérience acquise à l'occasion d'innombrables journées passées sur le terrain et par le relevé, le traitement et l'analyse de l'ensemble des mesures réalisées.
<table><caption>Tabl. 1.1 Liste des sites prospectés dans les Alpes Valaisannes (cf. 1.4 pour explications et abréviations, fig. 1.2 pour localisation).</caption><thead><tr><th>Site<br>(coordonnées)</th><th>Ab</th><th>Ty</th><th>Alt.</th><th>Or</th><th>Géoél.<br>(S-W-P)</th><th>bts</th><th>utl</th><th>F</th><th>Cl</th><th>N</th><th>RP</th><th>gps</th><th>An.</th><th>Per</th><th>Collab.</th></tr></thead><tbody><tr><td>Alpage de Mille<br>(VS)<br>(581.800/097.000)</td><td>Mi</td><td>GR</td><td>2220<br>2450</td><td>NE</td><td>6-100-0</td><td>600<br>(8)</td><td>25</td><td>-</td><td>Air,<br>BR</td><td>X</td><td>5</td><td>oui</td><td>1995-</td><td>oui</td><td>UniZH,<br>IGL</td></tr><tr><td>Becs-de-Bossons<br>(VS)<br>(605.800/113.200)</td><td>Re</td><td>MP<br>GR</td><td>2600<br>2900</td><td>NW</td><td>18-220-<br>0</td><td>380<br>(2)</td><td>9 -<br>30</td><td>-</td><td>Air,<br>K<sub>d</sub></td><td>-</td><td>-</td><td>oui</td><td>1996-</td><td>oui</td><td>IUKB</td></tr><tr><td>La Chaux / Verbier<br>(VS)<br>(589.000/103.000)</td><td>LC</td><td>MP</td><td>2550<br>2900</td><td>NW</td><td>9*-0-0*</td><td>200<br>(1)</td><td>9</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>2000-<br>2002</td><td>-</td><td>IGUL,<br>IGL</td></tr><tr><td>Grand-Aget /<br>Rogneux (VS)<br>(584.600/095.300)</td><td>Ag</td><td>MP</td><td>2750<br>3050</td><td>E</td><td>9-120-0</td><td>200<br>(2)</td><td>7</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>o<br>u<br>i</td><td>oui</td><td>1998-</td><td>non</td><td>-</td></tr><tr><td>Petit-Combin (VS)<br>(585.600/094.000)</td><td>PC</td><td>MP</td><td>2610<br>2820</td><td>E</td><td>-</td><td>104</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>1997</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Lapires (VS)<br>(588.200/106.100)</td><td>La</td><td>Eb</td><td>2340<br>2700</td><td>NE</td><td>2-350-<br>3*</td><td>800<br>(4)<br>*</td><td>40<br>*</td><td>2</td><td>Air,<br>K<sub>d</sub>,<br>K<sup>up</sup></td><td>-</td><td>o<br>u<br>i</td><td>-</td><td>1998-</td><td>oui</td><td>IGUL,<br>IGL,<br>Card,</td></tr><tr><td>Lona / Sasseneire<br>(VS)<br>(606.900/110.700)</td><td>Lo</td><td>MP<br>GR</td><td>2640<br>3000</td><td>NE</td><td>9-0-0</td><td>105<br>(1)</td><td>9</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>2002-<br>2003</td><td>non</td><td>IUKB</td></tr><tr><td>Louvie (VS)<br>(590.500/102.400)</td><td>Lv</td><td>MP</td><td>2600<br>2900</td><td>E</td><td>12-0-0*</td><td>*</td><td>*</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>2000-<br>2002</td><td>non</td><td>IGUL,<br>IGL</td></tr><tr><td>Monnaie /<br>Trappistes (VS)<br>(575.300/103.100)</td><td>Tr</td><td>Eb</td><td>660<br>900</td><td>N</td><td>-</td><td>-</td><td>5</td><td>-</td><td>Air</td><td>-</td><td>1</td><td>-</td><td>2000-<br>2001</td><td>non</td><td>-</td></tr><tr><td>Mont-Gelé / Yettes<br>Condjà (VS)<br>(588.300/105.000)</td><td>MG</td><td>GR<br>Eb</td><td>2700<br>2850</td><td>E-NE</td><td>8-25-0</td><td>*</td><td>*</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>oui</td><td>1998-</td><td>-</td><td>IGUL</td></tr><tr><td>Mont Gitsa / Arolla<br>(VS)<br>(600.800/097.950)</td><td>Gi</td><td>Eb</td><td>3000</td><td>W</td><td>*</td><td>*</td><td>*</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>IGUL</td></tr><tr><td>Ritord / Challand /<br>Epée (VS)<br>(585.000/089.000)</td><td>Ri</td><td>MP<br>GR</td><td>2700<br>3100</td><td>W</td><td>18-220-<br>0</td><td>40<br>(1)</td><td>22</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>1997-</td><td>oui</td><td>-</td></tr><tr><td>Tsavolires (VS)<br>(605.950/112.750)</td><td>Ts</td><td>GR<br>Eb</td><td>2800</td><td>NW</td><td>-</td><td>650<br>(4)</td><td>4</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>2000-</td><td>oui</td><td>-</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Fig. 1.1 Localisations des différentes régions d'étude en Suisse occidentale (CV : Creux du Van).</figcaption></figure>

<footnote>* autres mesures réalisées par l'investigateur principal</footnote>
<figure><img src="image_8.png" /></figure>

**Fig. 1.2 Localisation des sites dans les Alpes Valaisannes et estimation régionale de la répartition du pergélisol discontinu (abréviations, cf. tabl. 1.1).**

<figure><img src="image_9.png" /></figure>

**Fig. 1.3 Localisation des sites dans les Préalpes et les Hautes Alpes Calcaires et estimation régionale de la répartition du pergélisol discontinu (abréviations, cf. tabl. 1.2-1.3).**
<table><caption>**Tabl. 1.2** Liste des sites prospectés dans les Hautes Alpes Calcaires occidentales (cf. 1.4 pour explications et abréviations, fig. 1.3 pour localisation).</caption><thead><tr><th>Site<br>(coordonnées)</th><th>Ab</th><th>Ty</th><th>Alt.</th><th>Or</th><th>Géoél.<br>(S-W-P)</th><th>bts</th><th>utl</th><th>F</th><th>Cl</th><th>N</th><th>RP</th><th>gps</th><th>An.</th><th>Per</th><th>Collab.</th></tr></thead><tbody><tr><td>Diablerets, Entre-<br>la-Reille (VD)<br>(583.300/132.200)</td><td>Di</td><td>GR<br>Eb</td><td>2350<br>2600</td><td>N</td><td>4-120-<br>10</td><td>*</td><td>*</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>1998</td><td>non</td><td>IGUL,<br>Card</td></tr><tr><td>Sanetschhorn /<br>Creux de la Lé (VS)<br>(587.300/132.300)</td><td>Sa</td><td>MP<br>Eb</td><td>2300<br>2650</td><td>N</td><td>12-200-<br>1</td><td>-</td><td>8</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>1998-</td><td>non</td><td>Card.</td></tr><tr><td>Tita Neire /<br>Derborence (VS)<br>(578.700/121.750)</td><td>TN</td><td>Eb</td><td>2400<br>2500</td><td>NNE</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr></tbody></table>

<table><caption>**Tabl. 1.3** Sites prospectés dans les Préalpes (cf. 1.4 pour explications et abréviations).</caption><thead><tr><th>Site<br>(coordonnées)</th><th>Ab</th><th>Ty</th><th>Alt.</th><th>Or</th><th>Géoél.<br>(S-W-P)</th><th>bts</th><th>utl</th><th>F</th><th>Cl</th><th>N</th><th>RP</th><th>gps</th><th>An.</th><th>Per</th><th>Collab.</th></tr></thead><tbody><tr><td>Les Clous (FR)<br>(565.100/145.500)</td><td>Cl</td><td>Eb</td><td>1415<br>1680</td><td>E-NE</td><td>-</td><td>52<br>(1)</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>2001</td><td>non</td><td>-</td></tr><tr><td>Dreveneuse (VS)<br>(557.500/124.200)</td><td>Dr</td><td>Eb</td><td>1500<br>1900</td><td>Div-<br>ers</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>IGUL</td></tr><tr><td>Vudèche / Dent de<br>Lys (FR)<br>(566.300/150.200)</td><td>Ly</td><td>Eb</td><td>1580<br>1800</td><td>E</td><td>-</td><td>148<br>(3)</td><td>5</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>2001-<br>2003</td><td>non</td><td>-</td></tr></tbody></table>

<table><caption>**Tabl. 1.4** Caractéristiques du site du Creux du Van dans le Jura Neuchâtelois (cf. 1.4 pour explications et abréviations).</caption><thead><tr><th>Site<br>(coordonnées)</th><th>Ab</th><th>Ty</th><th>Alt.</th><th>Or</th><th>Géoél.<br>(S-W-P)</th><th>bts</th><th>utl</th><th>F</th><th>Cl</th><th>N</th><th>RP</th><th>gps</th><th>An.</th><th>Per</th><th>Collab.</th></tr></thead><tbody><tr><td>Creux du Van (NE)<br>(545.800/198.200)</td><td>CV</td><td>Eb</td><td>1180<br>1300</td><td>N</td><td>4-80-2</td><td>100<br>(2)</td><td>13</td><td>-</td><td>Air,<br>K<sub>d</sub>, P</td><td>x</td><td>9</td><td>-</td><td>1997-</td><td>non</td><td>IGUL,<br>SLF,<br>UniZH</td></tr></tbody></table>

<table><caption>**Tabl. 1.5** Caractéristiques des sites du Posets et de La Paül dans les Pyrénées centrales espagnoles (cf. 1.4 pour explications et abréviations).</caption><thead><tr><th>Site<br>(coordonnées)</th><th>Ab</th><th>Ty</th><th>Alt.</th><th>Or</th><th>Géoél.<br>(S-W-P)</th><th>bts</th><th>utl</th><th>F</th><th>Cl</th><th>N</th><th>RP</th><th>gps</th><th>An.</th><th>Per</th><th>Collab.</th></tr></thead><tbody><tr><td>Posets / La Paül<br>(42°39′N, 0°26′E)</td><td>Po,<br>LP</td><td>MP</td><td>2650<br>3100</td><td>E - N</td><td>8-70-0</td><td>*</td><td>6</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>*</td><td>1998-<br>2001</td><td>-</td><td>IUKB,<br>IGUL,<br>Vall.</td></tr></tbody></table>

*****

<footnote>* autres mesures réalisées par l'investigateur principal</footnote>

<footnote>* autres mesures réalisées par l'investigateur principal</footnote>
## 2. PERGÉLISOL

Sans vouloir entrer dans trop de détails, ce chapitre a pour objectif de préciser et, dans certains cas, d'illustrer quelques notions générales concernant le pergélisol. Si ces notions sont pour la plupart indispensables à une bonne compréhension de la suite du texte, elles répondent pour certaines à des questions soulevées et abondamment discutées tout au long de nombreuses journées de terrain, à savoir : la définition même du pergélisol (2.1), les notions de bilan d'énergie et de décalages thermiques (thermal offsets) (2.2), le profil thermique d'un pergélisol et sa réponse à une modification de température intervenue en surface (2.3), les types de glaciers rocheux et les mouvements affectant les corps sédimentaires gelés (2.4) et finalement, l'origine de la glace présente dans un pergélisol (2.5). Les notions spécifiques aux situations atypiques seront présentées dans les chapitres y relatifs (6 à 8).

### 2.1 UNE DÉFINITION À COMPLÉTER ?

Le pergélisol est un phénomène purement thermique, dont la définition communément acceptée, exprimée de façon parfois légèrement différente selon les auteurs et la langue utilisée, dit qu'il s'agit d'un matériel de subsurface dont la température est inférieure à 0°C durant l'année entière.

Cette définition, citée dans un nombre incalculable de publications, omet pourtant un cas particulier : celle où la température du sol gelé est, l'année durant, isotherme et exactement égale au point de gel de l'eau ou de fusion de la glace (équilibre de phase). Cette température est égale ou inférieure à 0°C de quelques centièmes à quelques dixièmes de °C en fonction de la salinité et de la pression (e.g. HARRISON 1975). Une telle situation, qui peut se rencontrer en particulier à

la base d'un pergélisol ou aux marges de son domaine d'existence, est indéniablement appelée à devenir de plus en plus fréquente en réponse au réchauffement du climat, surtout si celui-ci se poursuit. En raison de la chaleur latente nécessaire à la fusion de la glace ou libérée lors de la phase de gel, ce type de situation thermique jouit d'une stabilité d'autant plus remarquable que la teneur du matériel en glace, respectivement en eau, est importante.

A 2500 m.s.m., dans l'éboulis des Lapires, les températures relevées dans un forage de 19.6 m de profondeur (cf. 3.4), à proximité immédiate duquel une excavation a dégagé en 1998 un terrain effectivement gelé (LAMBIEL 1999, DELALOYE et al. 2001), illustrent les caractéristiques d'une telle situation (fig. 2.1). Les données enregistrées ont tout d'abord indiqué qu'entre 1999 et 2002, l'épaisseur de la couche active atteignait 3.6 à 3.7 m. Elles ont également permis de constater que, depuis le début des relevés en novembre 1998, la température est invariablement demeurée comprise entre -0.2 et 0.0°C au-dessous de 4.5 m de profondeur, et ce, jusqu'à la base du forage. Des variations significatives, c'est-à-dire supérieures à la précision des mesures (+/-0.1°C), n'ont jamais pu être constatées durant toute la période d'observation qui atteint près de 5 ans. Cette stabilité contraste avec les données relevées par exemple dans le forage de Murtèl/Corvatsch en Engadine (VONDER MÜHLL 2001, VONDER MÜHLL et al. 1998), mais aussi dans la plupart des autres forages (Schilthorn, Schafberg/Pontresina, Stokkhorn, etc.) observés dans les Alpes (e.g. VONDER MÜHLL et al. 2001a, in prep., KING et al. 2003) où les cycles annuels atteignent une amplitude moyenne (moitié de la différence entre valeurs minimale et maximale) de l'ordre de 0.1 à 0.6°C vers 10 m de profondeur et sont décelables souvent jusqu'à près de 20 m de profondeur.
<figure><img src="image_10.png" /></figure>

**Fig. 2.1** Un exemple de pergélisol tempéré : températures mensuelles moyennes minimales et maximales et profil thermique annuel moyen enregistrés dans le forage de l'éboulis des Lapires (2500 m.s.m.) entre novembre 1999 et août 2003 (sauf avril-août 2001 et août-novembre 2002 où les données sont manquantes). La présence de températures moyennes positives dans la couche active et d'un gradient thermique négatif indiquent que durant la période d'observation un apport de chaleur s'est produit de la surface vers le pergélisol.

Pour caractériser les différences d'état thermique de tout ou portion d'un pergélisol alpin, je propose de modifier légèrement la définition habituelle :

Le pergélisol est un matériel de subsurface dont la température n'est jamais supérieure à la température du point de fusion de la glace (~0°C) durant l'année entière. Un pergélisol est :

- froid lorsque sa température annuelle moyenne (MAPT) est distinctement inférieure à ~0°C (< -0.5°C) et qu'aucune valeur instantanée n'est égale à ~0°C,

- tempéré lorsque sa température est invariablement égale à ~0°C.

- Dans les cas où MAPT est proche de ~0°C (> -0.5°C) ou lorsque des valeurs de ~0°C sont occa-

sionnellement enregistrées, la notion de pergélisol semi-tempéré peut être introduite.

(Le seuil MAPT = -0.5°C qui différencie entre pergélisol froid et semi-tempéré est fixé arbitrairement. Cependant, il apparaît que lorsque MAPT est inférieure à une valeur d'environ -0.5°C la probabilité que la température remonte périodiquement à ~0°C semble particulièrement faible. Cette notion demande toutefois à être précisée).

Le pergélisol du glacier rocheux de Murtèl/ Corvatsch (2670 m.s.m.) (VONDER MÜHLL et al. 1998) est une illustration de pergélisol froid, celui de l'éboulis des Lapires (2500 m.s.m.) est un cas de pergélisol tempéré (fig. 2.1), quant au pergélisol du bassin d'alimentation du torrent du Ritigraben (2615 m.s.m.), dans la vallée de Zermatt (HERZ et al. 2003b), il est un exemple de pergélisol semi-tempéré.

## 2.2 BILAN D'ÉNERGIE ET DÉCALAGES THERMIQUES (THERMAL OFFSETS)

Le pergélisol est un phénomène thermique. Sa présence et son évolution sont dictées par un bilan d'énergie (e.g. HOELZLE et al. 2001). En situation typique, les principales composantes de ce bilan sont des échanges d'énergie ayant lieu entre l'atmosphère et le toit du pergélisol (permafrost table) via la couche de neige, lorsqu'elle existe, la surface du sol et la couche active (fig. 2.2) (HOELZLE et al. 2001, STOCKER-MITTAZ et al. 2002). Au-dessous, dans le corps du pergélisol, les variations temporelles de température sont essentiellement dépendantes du résultat du bilan d'énergie entre l'atmosphère et le toit du pergélisol (e.g. ISAKSEN et al. 2001, VONDER MÜHLL 2001). Neige, surface du sol et couche active sont trois niveaux de filtre qui peuvent induire des décalages thermiques (thermal offsets) plus ou moins importants entre la température moyenne annuelle de l'air et celle du toit du pergélisol (GRUBER comm. 2003, GRUBER et al. 2003), et qu'il convient de considérer séparément.

La première source de décalage thermique tient aux caractéristiques de la surface du terrain (surface thermal offset = STO). La combinaison de paramètres topographiques (orientation, inclinaison, présence de reliefs plus élevés) et de paramètres dépendant de la nature de la surface du sol (albédo, émissivité, rugosité, etc.) conditionnent la manière dont s'effectuent les échanges d'énergie entre l'atmosphère et la surface (bilan radiatif, flux de chaleur sensible, flux de chaleur
latente). Ceci induit, pour des conditions climatiques identiques et à altitude égale, des différences spatiales de la température du sol pouvant atteindre plusieurs °C (e.g. GRUBER et al. 2003).

La couverture neigeuse constitue la *deuxième source de décalage thermique* possible (snow thermal offset = SnTO). De par sa très faible conductivité thermique, la neige est un isolant dont l'efficacité augmente en fonction de l'épaisseur de la couche et diminue en proportion de sa densité (e.g. KELLER 1994). Ainsi, en présence d'une couche de neige, les facteurs dépendant de la nature de la surface du sol perdent tout ou partie de leur influence sur les échanges d'énergie entre l'atmosphère et le sol et sont remplacés par des facteurs dépendant des caractéristiques du couvert neigeux (albédo, émissivité, conductivité thermique, épaisseur, etc.). Les facteurs topographiques continuent par contre à jouer un rôle : ils influencent le régime thermique du manteau neigeux ainsi que la redistribution de la neige par le vent et les avalanches. Sur une surface donnée, on peut s'attendre à ce que la neige contribue, selon ses caractéristiques physiques et la durée de sa présence, à accroître ou à diminuer de quelques (dixièmes de) degrés la différence de température moyenne annuelle entre la surface du sol et l'air.

La troisième *source de décalage thermique* dépend de la composition et des caractéristiques (porosité, humidité, conductivité thermique, etc.) de la couche active (active layer thermal offset = ALTO). C'est le classique «thermal offset» décrit notamment par BURN & SMITH (1988). Relativement bien connu dans les régions périglaciaires de haute latitude (e.g. SMITH & RISEBOROUGH 1996), ce type de décalage thermique est encore très peu documenté pour ce qui est du pergélisol de haute altitude (HOELZLE et al. 2001, LUETSCHG et al. 2003a). L'inconnue est surtout notoire en présence d'une couche active composée essentiellement de blocs sans matrice fine intercalée (MITTAZ et al. 2000), une situation fréquente dans les terrains sédimentaires en région de montagne (éboulis, glaciers rocheux). D'importants transferts latéraux de chaleur sont possibles en raison de la capacité pour l'air de circuler dans ce type de sol. Le transfert de chaleur entre la surface du terrain et le toit du pergélisol y est complexe; il ne s'effectue pas par un simple processus de conduction, comme au travers d'une roche compacte par exemple.

La comparaison de mesures thermiques relevées entre fin 2002 et début septembre 2003 dans la partie supérieure de la couche active de l'éboulis des Lapires (cf. 8.3) et du glacier rocheux des Savolaires à l'Al-

<table><caption>**Fig. 2.2** Relation (simplifiée) entre atmosphère et toit du pergélisol : principaux paramètres et variables du bilan d'énergie et sources possibles de décalage thermique.</caption><thead><tr><th>Niveaux</th><th>Décalages thermiques<br>("thermal offsets")</th><th>Principaux paramètres et variables</th></tr></thead><tbody><tr><td>Atmosphère, climat</td><td></td><td>Température, vent, humidité, rayonnement solaire global, rayonnement infra-rouge, etc.</td></tr><tr><td>Neige</td><td>Snow thermal offset (SnTO)</td><td>Durée, épaisseur, température, densité</td></tr><tr><td>Surface du sol</td><td>Surface thermal offset (STO)</td><td>Nature, rugosité, albédo, orientation, inclinaison</td></tr><tr><td>Couche active</td><td>Active layer thermal offset (ALTO)</td><td>Granulométrie, porosité, conductivité thermique, humidité, circulation d'air</td></tr><tr><td>Toit du pergélisol<br>("permafrost table")</td><td></td><td>Température initiale</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>**Fig. 2.3** Evolution de la température moyenne journalière proche de la surface (20 cm de profondeur, $T_{-20}$) (en haut) et de l'écart thermique moyen journalier à 70 et 170 cm de profondeur par rapport à $T_{-20}$ (en bas) dans la partie supérieure de la couche active de l'éboulis des Lapires (2500 m.s.m., NNE), entre le 4.12.2002 et le 1.09.2003.</figcaption></figure>

<table><caption>**Tabl. 2.1** Température saisonnière moyenne du sol mesurée à 20, 70 et 170 cm de profondeur entre le 4.12.2002 et le 1.09.2003 dans la couche active de l'éboulis des Lapires (2500 m.s.m., NNE) et gradients thermiques correspondants calculés au-dessus et au-dessous de 70 cm de profondeur.</caption><thead><tr><th rowspan="3">Profondeur :</th><th colspan="3">Température moyenne (°C)</th><th colspan="2">Gradient thermique (°C/m)</th></tr><tr><th>20 cm</th><th>70 cm</th><th>170 cm</th><th rowspan="2">T<sub>-20</sub> - T<sub>-70</sub></th><th rowspan="2">T<sub>-70</sub> - T<sub>-170</sub></th></tr><tr><th>T<sub>-20</sub></th><th>T<sub>-70</sub></th><th>T<sub>-170</sub></th></tr></thead><tbody><tr><td>Moyenne (4.12 - 1.05)</td><td>-1.47</td><td>-1.08</td><td>-0.44</td><td>0.7</td><td>0.6</td></tr><tr><td>Moyenne (25.06- 1.09)</td><td>10.44</td><td>8.63</td><td>6.56</td><td>-2.6</td><td>-2.1</td></tr></tbody></table>

page de Mille (cf. 8.4) permet de mettre en évidence certains des processus à l'origine de ce dernier type de décalage thermique.

Aux Lapires, le matériel est un mélange de blocs et de matériaux plus fins (sables, graviers). Le relevé thermique (fig. 2.3) indique un échange de chaleur apparemment de type essentiellement conductif entre la surface et la profondeur. Durant l'hiver, la surface du sol étant plus froide que le pergélisol sous-jacent, le flux de chaleur est ascendant. Il est indiqué par un gradient thermique positif (env. 0.6°C/m) et homogène (tabl. 2.1). En été, le flux s'inverse. Une fois le terrain dégelé (25 juin), le gradient thermique ne montre que peu de différence entre le premier (-2.6°C/m) et le deuxième mètre de profondeur (-2.1°C/m).

La couche active composée uniquement de blocs sur le glacier rocheux des Savolaires révèle un régime thermique bien différent. Des capteurs ont été placés jusqu'à 110 cm de profondeur, la couche de blocs étant toutefois plus épaisse. Dès l'arrivée de la neige (une première fois le 20 octobre, définitivement à partir du 4 novembre) et durant tout l'hiver, la température demeure, à quelques dixièmes de degrés près, homogène dans toute l'épaisseur de blocs et égale à celle de la base du manteau neigeux (fig. 2.4, tabl. 2.2). L'homogénéisation de la température doit être en grande partie due à des mouvements d'air convectifs (Balch effect) (BALCH 1900, cité par HARRIS & PEDERSEN 1998) dans la couche de blocs et probablement aussi à des échanges d'air directs avec l'extérieur (BERNHARD et al. 1998). Par ce processus encore mal connu, la partie
<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>**Fig. 2.4** Evolution de la température moyenne journalière de la surface ($T_{surf}$) (en haut) et de l'écart thermique moyen journalier à différentes profondeurs (30, 70 et 110 cm) (en bas) dans la partie supérieure de la couche active à gros blocs du glacier rocheux des Savolaires/Alpage de Mille (2400 m.s.m., NE), entre le 17.10.2002 et le 5.09.2003.</figcaption></figure>

<table><caption>**Tabl. 2.2** Température saisonnière moyenne du sol mesurée entre la surface et 110 cm de profondeur entre le 4.12.2002 et le 1.09.2003 dans la couche active à gros blocs du glacier rocheux des Savolaires à l'Alpage de Mille (2400 m.s.m., NE) et gradients thermiques correspondants calculés au-dessus et au-dessous de 70 cm de profondeur.</caption><thead><tr><th rowspan="3">Profondeur :</th><th colspan="4">Température moyenne (°C)</th><th colspan="4">Gradient thermique (°C/m)</th></tr><tr><th>Surface</th><th>30 cm</th><th>70 cm</th><th>110 cm</th><th rowspan="2">T<sub>surf.</sub></th><th rowspan="2">-T<sub>-70</sub></th><th rowspan="2">-T<sub>-30</sub></th><th rowspan="2">-T<sub>-70</sub></th></tr><tr><th>T<sub>surf.</sub></th><th>T<sub>-30</sub></th><th>T<sub>-70</sub></th><th>T<sub>-110</sub></th></tr></thead><tbody><tr><td>Moyenne (4.12 - 1.05)</td><td>-2.19</td><td>-1.97</td><td>-2.06</td><td>-1.97</td><td>0.2</td><td>-0.2</td><td>-0.2</td><td>0.2</td></tr><tr><td>Moyenne (24.05- 5.09)</td><td>13.15</td><td>12.92</td><td>12.17</td><td>10.26</td><td>-1.4</td><td>-1.9</td><td>-1.9</td><td>-4.8</td></tr></tbody></table>

basse de la couche active peut se refroidir très efficacement durant l'hiver. En été, un réchauffement se produit à partir de la surface du sol. Le profil thermique de la couche active (-1.4 à -4.8 °C/m, tabl. 2.2) empêche alors le brassage de l'air contenu parmi les blocs. Etant en outre un très mauvais conducteur thermique, l'air «froid» en stagnation préserve efficacement du réchauffement la partie profonde de la couche active. Le décalage thermique entre la température moyenne annuelle de la surface du sol et celle du toit du pergélisol provoqué par le double jeu de convection hivernale et d'isolation estivale de l'air présent dans la couche active peut ici être estimé de l'ordre de 1 à 2°C.

En conclusion, la répartition spatiale du pergélisol en région de montagne peut être perçue comme l'addition de la température moyenne annuelle de l'air,

en grande partie fonction de l'altitude, et des trois types de décalage thermiques que sont STO, SnTO et ALTO. Il en va de même pour son évolution (fig. 2.5). Exprimé en des termes légèrement différents, ce concept correspond à celui du modèle de répartition du pergélisol PERMEBAL (e.g. STOCKER-MITTAZ et al. 2002). Toutefois, comme le relèvent HOELZLE et al. (2001, 2003), une investigation détaillée des processus d'échanges thermiques au travers d'une couche active composée d'un matériel grossier, comme le tentent par exemple HANSON & HOELZLE (2003) et HERZ et al. (2003a), est nécessaire et constitue l'un des principaux défis des années à venir. En ce qui nous concerne, nous nous pencherons plus spécifiquement sur le fonctionnement des niveaux de filtre que sont la neige (SnTO) et la couche active (ALTO) dans le cas de la présence atypique de pergélisol.
<figure><img src="image_13.png" /></figure>

**Fig. 2.5** Décalage thermique à l'interface atmosphère – pergélisol dans l'éboulis des Lapires. La combinaison des deux décalages thermiques dus aux caractéristiques de la surface du sol (STO) et à la présence de neige (SnTO) rend la température proche de la surface du sol très volatile par rapport à la température de l'air (écart annuel variant ici entre -1.2°C pour la période mars 2000 – février 2001 et +0.9°C pour la période septembre 2002 – août 2003). Les caractéristiques de la couche active sont une troisième source de décalage thermique (ALTO) : le fait que la température moyenne annuelle soit plus élevée à 1.7 m de profondeur qu'à 0.7 m en est une manifestation dont la cause n'a d'ailleurs pour l'instant pas pu être clairement établie.

## 2.3 PROFIL THERMIQUE VERTICAL D'UN PERGÉLISOL

En raison du flux de chaleur géothermique, la température du pergélisol, comme celle de tout autre terrain, s'élève au fur et à mesure que la profondeur augmente (de l'ordre de 1 à 3°C/100 m). Une topographie accidentée modifie cependant le champ thermique interne d'un relief montagneux, un flux de chaleur significatif se propageant d'un versant chaud vers les zones les plus froides (WEGMANN 1998). Lorsque ceci n'est pas le cas et que le pergélisol est en équilibre avec les conditions de température en vigueur à la surface, le profil thermique vertical du pergélisol est plus ou moins rectiligne. Un changement de la température en surface entraîne des modifications de ce profil selon la succession suivante (HAEBERLI et al. 1993) :

### (a) Variation d'épaisseur de la couche active (temps de réponse : année(s)).

Dans le forage des Lapires (2500 m.s.m., cf. 3.4), suite aux chaleurs exceptionnelles de l'été 2003 combinées à un hiver 2002/03 durant lequel la couche active ne s'est que peu refroidie et à une fonte précoce de la neige, la profondeur atteinte par le dégel dépassait déjà 4 m le 1er septembre 2003. Alors que la phase de réchauffement du sol n'était pas encore terminée, cette profondeur dépassait déjà de plus de 10 % l'épaisseur maximale de la couche active observée durant les années précédentes (1999-2002).

### (b) Incurvation du profil thermique (temps de réponse : années à décennies).

En cas de réchauffement (refroidissement) de la surface, le surplus (déficit) de chaleur se propage peu à peu vers la profondeur. Le profil thermique vertical s'incurve. La grande majorité des profils relevés dans des forages, que ce soit dans les Alpes (VONDER MÜHLL et al. in prep., KING et al. 2003, HERZ et al. 2003b, LAMBIEL comm. pers. 2003) comme dans les autres massifs montagneux d'Europe (ISAKSEN et al. 2001, HARRIS et al. 2003), présentent l'aspect incurvé typique d'un réchauffement (on parle alors de redressement du profil thermique) : jusqu'à 10-50 m de profondeur, le gradient thermique est plus faible qu'au-dessous, voire négatif. L'estimation de la température de surface sur la base de profils thermiques non perturbés indique un écart négatif de l'ordre de 0.5 à 1°C avec la température actuellement observée, interprété comme signal du réchauffement subi par le sol durant le dernier siècle (ISAKSEN et al. 2001, HARRIS et al. 2003). Le profil thermique du pergélisol des Lapires (cf. fig. 2.1) est également redressé. Qui plus est, la température annuelle moyenne supérieure à 0°C jusqu'à plus de 3 m de profondeur durant ces dernières années, tend à démontrer que la présence même de ce pergélisol n'est plus en équilibre avec les conditions thermiques de surface actuelles.

Dans le cadre de ce travail, le cas des marges proglaciaires historiques sera également traité. Des pertur-
bations importantes du profil thermique du (pergéli)sol sont possibles dans les terrains qui ont été recouverts par les glaciers durant le Petit Age Glaciaire.

(c) Déplacement vertical de la base du pergélisol (temps de réponse : décennies, siècles, voire millénaires).

Cette dernière phase de rééquilibrage thermique ne semble avoir débuté dans aucun des forages profonds réalisés dans les Alpes en réponse au réchauffement climatique séculaire récent.

## 2.4 GLACIERS ROCHEUX (TYPES ET DÉFORMATIONS)

Les glaciers rocheux sont l'expression visible, dans des matériaux non-consolidés, de la déformation lente et continue (*steady-state creep*) d'un corps de pergélisol sursaturé en glace et peuvent refléter le spectre complet des formes créées par un flux cohésif (HAEBERLI 1985, BARSCH 1996, HAEBERLI *et al.* 1998). Cette définition comporte trois aspects, matériel - morphologie - processus, au sujet desquels quelques précisions peuvent être apportées.

Les matériaux rocheux contenus dans un glacier rocheux proviennent soit directement d'un éboulis (*talus rock glacier*), soit d'un système morainique (*debris rock glacier*). Quant à la glace, son origine peut être diverse (cf. 2.5).

La surface est souvent caractérisée par la présence de rides et de sillons arqués perpendiculaires à la direction d'écoulement de la formation. Cette morphologie particulière est le signe d'une compression longitudinale (p. ex. une décélération) affectant le fluage du glacier rocheux (WAHRHAFTIG & COX 1959, BARSCH 1996).

Sans permettre d'en expliquer réellement la raison, les mesures de déformation réalisées dans des forages révèlent que la majeure partie du mouvement a lieu dans une zone de cisaillement d'épaisseur restreinte se situant à une profondeur variable à l'intérieur du corps gelé d'un glacier rocheux (HAEBERLI *et al.* 1998, HOELZLE *et al.* 1998, ARENSON *et al.* 2002). Des variations saisonnières et/ou interannuelles de la vitesse de déformation se produisent : celle-ci tend à augmenter lorsque la température s'élève et que, simultanément, la proportion d'eau liquide s'accroît (ARENSON *et al.* 2002, IKEDA *et al.* 2003, MIHAJLOVIC *et al.* 2003).

D'autre part, ARENSON *et al.* (2002) constatent encore que, si la zone de cisaillement se situe dans un milieu riche en glace, le processus de déformation s'accompagne d'un tassement et d'une perte de volume du matériel gelé.

Trois principaux types de glaciers rocheux ont été définis (e.g. BARSCH 1996) :

- Les glaciers rocheux *actifs* sont des formations en mouvement dont les vitesses de déplacement superfi cielles sont de l'ordre de 0.1 à 2 m/année.

- Lorsqu'un glacier rocheux contient de la glace mais qu'il ne se déforme plus, celui-ci est dit *inactif*. La cause d'inactivité envisagée peut être d'origine *climatique*, la glace ayant partiellement fondu, ou d'ori gine *dynamique*. Dans ce second cas, la géométrie du glacier rocheux est devenue telle, que l'incorporation en matériaux rocheux et en glace dans le système est (provisoirement) insuffisante pour que les conditions minimales requises pour la poursuite d'une déforma tion du glacier rocheux soient atteintes, indépendam ment des conditions climatiques.

- Les glaciers rocheux *fossiles* ou *reliques* sont d'an ciennes formations desquelles la glace a complètement disparu.

Toujours selon BARSCH (1996), qui synthétise l'état des connaissances sur les glaciers rocheux jusqu'au début des années 1990, les glaciers rocheux actifs, tout comme les formations inactives, sont supposés d'âge holocène. Se basant sur le cas d'Albana dans les Gris sons (glacier rocheux qui serait devenu inactif entre 1950 et 1970) et sur le fait que les glaciers rocheux inactifs sont souvent localisés à une altitude légère- ment inférieure à celle des glaciers rocheux actifs, BARSCH considère que les glaciers rocheux inactifs ne sont devenus inactifs, pour des causes climatiques, que durant les phases chaudes de la période holocène.

En raison de leur position altitudinale distincte- ment inférieure à celle des glaciers rocheux actifs et inactifs, ainsi que de leurs relations morphologiques et stratigraphiques avec les dépôts morainiques pléisto- cènes, les formations fossiles sont quant à elles assuré- ment d'âge antérieur au passage Pléistocène/Holocène (BARSCH 1996). La plupart des glaciers rocheux fos- siles des Alpes suisses sont localisés jusqu'à environ 300 m au-dessous des formations actives (e.g. VAN TATENHOVE & DIKAU 1990, IMHOF 1994, DELALOYE & MORAND 1998, LAMBIEL 1999), ce qui laisse présumer que leur formation remonte probablement au Dryas
récent (e.g. FRAUENFELDER & KÄÄB 2000, FRAUENFELDER et al. 2001, LAMBIEL & REYNARD 2003).

Si la typologie triphasique est évidente d'un point de vue théorique, il en va néanmoins tout autrement dans la pratique. En effet, le seul moyen de différencier dans l'absolu un glacier rocheux actif d'une formation inactive est d'en mesurer les mouvements; de même, l'unique possibilité de distinguer une formation fossile d'un glacier rocheux inactif est de démontrer l'absence de glace en son sein. Ainsi, à l'exception d'un nombre limité de glacier rocheux investigués de manière plus ou moins détaillée, la distinction entre les différents degrés d'activité s'est jusqu'à ce jour principalement effectuée sur la base de critères visuels (aspect et inclinaison du front, morphologie de la surface, végétation, etc.) et demeure hautement subjective.

Au vu des résultats les plus récents et du gain de précision obtenu par les techniques de mesure des mouvements de surface (KÄÄB et al. 2003) telles que GPS (e.g. LAMBIEL & DELALOYE in prep.) ou interférométrie radar (D-InSAR) (KENYI & KAUFMANN 2003), il est fort probable que cette typologie classique soit reformulée dans les années à venir. En effet, il s'avère tout d'abord que la dynamique d'un glacier rocheux est un phénomène extrêmement complexe et que la notion de glacier rocheux actif doit être précisée. Il conviendrait ainsi de distinguer les (parties de) glaciers rocheux actifs dans lesquels, grâce à des conditions thermiques favorables, l'incorporation de glace est possible, de ceux où la glace n'est plus que préservée (e.g. ARENSON et al. 2002). D'autre part, en raison de l'augmentation des vitesses de déformation résultant de l'élévation de la température, l'hypothèse peut être émise que la transition entre l'état actif et inactif ne s'effectue pas nécessairement par une diminution progressive de la vitesse de fluage, mais au contraire par un accroissement préalable des mouvements (e.g. IKEDA et al. 2003). Finalement, la présence de glace ou de corps gelés dans des glaciers rocheux habituellement considérés comme fossiles, peu investigués à ce jour, est de plus en plus fréquemment signalée (e.g. DELALOYE & MORAND 1998, LAMBIEL 1999, LAMBIEL comm. pers. 2003), ce qui, mis à part la discussion des notions mêmes de glacier rocheux inactif et fossile, permet légitimement de penser qu'un certain nombre de glaciers rocheux considérés comme inactifs le seraient depuis bien avant le Petit Age Glaciaire, peut-être même depuis plusieurs milliers d'années.

Dans le cadre de ce travail, deux aspects ayant trait aux glaciers rocheux seront abordés :

- la dynamique, le comportement thermique et la composition de glaciers rocheux partiellement ou totalement recouverts par l'avancée glaciaire du Petit Age Glaciaire (chap. 6);

- la préservation de glace dans des glaciers rocheux fossiles/inactifs d'âge apparemment pléistocène (chap. 8).

## 2.5 TYPES DE GLACE DANS UN CORPS SÉDIMENTAIRE MEUBLE GELÉ

La dernière section de ce chapitre traite des différents types de glace présents dans des corps de matériaux sédimentaires gelés (éboulis, glaciers rocheux, moraines). D'une manière générale, ce thème est surtout lié à l'interprétation des mesures de résistivité électrique (cf. chap. 4). Il s'appuie essentiellement sur les propos de HAEBERLI & VONDER MÜHLL (1996) qui, dans le cadre d'une discussion sur l'origine de la glace présente dans le pergélisol d'un glacier rocheux, différencient, en accord avec SHUMSKII (1964), deux processus majeurs de formation de la glace : la congélation et, dans une bien moindre mesure, la sédimentation.

La **sédimentation** correspond au processus complexe de «névéification» (traduction littérale du terme anglais firnification), lequel peut être assimilé à une lente compaction de la couche de neige qui se transforme, en passant par l'état de névé, en glace. La formation de glace sédimentaire requiert avant tout un bilan de masse (accumulation-fonte) positif et demeure un processus limité aux zones d'accumulation glaciaires ainsi que, partiellement, à des cônes d'avalanche persistants. A l'exception probable d'un certain nombre de tout petits glaciers, où le processus de congélation doit être prédominant, la «glace de glacier» est en grande partie une glace d'origine sédimentaire. Elle ne se rencontre dans un pergélisol que dans des situations bien spécifiques (cf. chap. 6).

Glace de **congélation** signifie glace qui s'est formée par le (re)gel d'eau liquide. Même si des écoulements d'eau peuvent localement se produire au travers d'un corps de pergélisol (ARENSON et al. 2002, VONDER MÜHLL et al. 2003), **les processus de congélation ayant cours au-dessous de la surface du sol se déroulent de préférence dans la couche active** ou, dans des cas bien spécifiques (refroidissement, mouvement d'extension longitudinale du corps gelé), à la base du pergélisol. Dans la couche active, une large
<figure><img src="image_14.png" /></figure>

**Fig. 2.6** Glacier rocheux du Six Noir (Ritord) : parmi les énormes blocs de la surface (à gauche), il est possible de se faufiler jusqu'à la base de la couche active, dans une petite cavité où l'on peut directement observer la présence de glace (à droite, au premier plan; flèche = 1 m), de même que celle d'un filet d'eau s'écoulant immédiatement sur la surface imperméable du pergélisol (dans le sillon au bas à droite de la photo). La glace se forme par le regel probable des eaux d'écoulement à la base de la couche active durant la saison froide (au printemps surtout ?), puis elle fond petit à petit dans le courant de l'été, aidée en cela notamment par la chaleur fournie par l'eau en circulation. Le niveau de remplissage de la cavité par la glace est très variable non seulement dans le courant de l'année, mais aussi d'une année à l'autre en fonction du refroidissement subi par le terrain durant l'hiver, de la précocité du déneigement et de la température de l'été (ici, le remplissage est encore important, début août 2000, à la suite d'un hiver relativement froid).

part de la glace a pour origine le regel des eaux de
fonte s'écoulant au printemps du manteau neigeux
dans un sol fortement refroidi. Cette glace semble se
former essentiellement à la base de la couche active
(e.g. SAWADA 2003) (fig. 2.6). Toutefois, si le drainage
du sol est insuffisant, le gel se produit déjà à proximité immédiate de la surface (ceci a par exemple été observé en juillet 1999 à l'emplacement du capteur Ri-L04, localisation cf. fig. 6.17), voire à la base même de la couche de neige (formation d'une «semelle» basale de glace).

Le maintien d'une couverture de neige durant plu-
sieurs années favoriserait la présence de pergélisol en
empêchant la température du sol de remonter au-des-
sus de 0°C durant l'été tout en permettant un certain
refroidissement hivernal. En présence de conditions
thermiques du sol froides, le regel d'eau de fonte peut
se produire à la base de la couche de neige et mener
à la formation, à la surface du terrain, de «plaques de
glace» (ice patches) étendues atteignant jusqu'à plu-
sieurs mètres d'épaisseur. REYNARD et al. (1999), tout
en leur attribuant une formation d'origine sédimen-
taire, ont observé de telles «plaques de glace» cou-
vrant l'intégralité des racines de deux glaciers rocheux
(Diablerets et Mont-Gelé). Ils ont également constaté

leur enfouissement distal progressif sous des débris
rocheux. L'abaissement régulier de la résistivité élec-
trique du pergélisol qui a alors été mesuré le long de
profils longitudinaux tend à prouver, en accord avec
HAEBERLI & VONDER MÜHLL (1996), la disparition gra-
duelle de tels niveaux de glace massive vers l'aval du
glacier rocheux, ceci en raison d'une couverture sédi-
mentaire insuffisamment épaisse pour assumer le rôle
de couche active et permettre à long terme la préserva-
tion de la glace massive sous-jacente.

Si l'enfouissement de plaques de glace est une des
origines possibles de la présence de glace massive
dans les niveaux supérieurs d'un glacier rocheux, HAE-
BERLI & VONDER MÜHLL (1996) soutiennent également
que la formation de glace de ségrégation (cf. PISSART
1994) dans des matériaux fins à la base de la couche
active peut en être la cause. Quoi qu'il en soit, ce sont
finalement les conditions climatiques et l'apport en
surface de nouveaux matériaux détritiques qui condi-
tionnent la préservation ou non de glace à la base de la
couche active, auxquels s'ajoutent, dans le cas de gla-
ciers rocheux, les effets possibles de la déformation.

On peut finalement signaler que la glace qui se
forme à proximité de la surface tend à provenir d'une
eau (d'origine météorique) n'ayant parcouru qu'un
bref cheminement dans le sol et par conséquent faible-
ment chargée de matière dissoute. A l'inverse, dans le
cas où le gel a lieu profondément dans le pergélisol ou
à sa base, le contact préalable prolongé de l'eau avec

des matériaux rocheux rend probable un enrichisse-
ment ionique significatif. HÆBERLI & VONDER MÜHLL
(1996) lient partiellement des différences de résistivité
électrique mesurées dans les terrains gelés à cette dif-
férence potentielle de charge en ions de la glace.

*****
2ÈME PARTIE

EVALUATION DE L'APPORT DES METHODES D'ACQUISITION DE DONNEES

Cette seconde partie est consacrée aux méthodes d'acquisition de données utilisées sur les terrains prospectés, à savoir principalement les mesures de température du sol (chap. 3) et de résistivité électrique (chap. 4). La présentation de ces méthodes est complétée, sur la base de nombreux exemples, d'une évaluation des possibilités d'interprétation qu'offrent les résultats obtenus. Un dernier chapitre (5) décrit brièvement l'application de méthodes ayant permis l'acquisition de données ne concernant pas directement la prospection du pergélisol et de ses caractéristiques. Elles sont liées à la température de l'air, à l'évolution du manteau neigeux, à des paramètres du bilan radiatif et à la localisation de points et la détection de mouvements de surface par GPS.
# 3. TEMPÉRATURE DU SOL

La température du sol a été relevée en profondeur uniquement dans l'éboulis des Lapires. L'état thermique de la surface du sol a par contre été documenté par plus de 3000 mesures réalisées à la base du manteau neigeux en hiver (Bottom Temperature of the winter Snowcover = BTS) ainsi que par de multiples (près de 500) enregistrements continus annuels (Ground Surface Temperature Monitoring = GSTM). Après une brève introduction (3.1), les méthodes BTS et GSTM sont présentées (3.2 - 3.3). L'accent est porté en particulier sur la manière dont ces techniques ont été appliquées et sur les principaux enseignements originaux qui en ont découlé. Finalement, une courte section (3.4) est consacrée au forage des Lapires.

## 3.1 GÉNÉRALITÉS

Le meilleur moyen de s'assurer de la présence d'un pergélisol et d'en connaître les caractéristiques thermiques est à l'évidence de mesurer sa température directement dans des forages traversant tout ou partie du corps gelé. Des exigences financières et logistiques relativement élevées limitent toutefois leur réalisation à un faible nombre d'emplacements. Ainsi, probablement moins de 30 forages sont actuellement suivis dans l'ensemble de la chaîne alpine. Restreintes à la documentation thermique de la surface du sol, BTS et GSTM sont, quant à elles, des méthodes indirectes de détection et de caractérisation du pergélisol. Elles ont été privilégiées dans cette recherche pour la facilité de leur mise en œuvre.

La figure 3.1 illustre la relation entre les techniques susmentionnées et la présence de pergélisol. Sur cette figure, le pergélisol correspond aux zones situées au-dessous de la couche active où la température moyenne annuelle est inférieure ou égale à 0°C. On l'a dit, l'enregistrement direct du compor-

tement thermique du pergélisol ne peut être réalisé que ponctuellement par l'instrumentation de forages et n'a souvent qu'une représentativité spatiale limitée. La géométrie du pergélisol et sa température dépendent largement des conditions thermiques en vigueur à la surface (cf. 2.2), en particulier des variations spatiales et temporelles de la température moyenne annuelle (Mean Annual Ground Surface Temperature = MAGST), même si un décalage thermique important est possible dans la couche active. Comme d'autres paramètres thermiques de surface, MAGST peut être connue à différents endroits d'un terrain à l'aide de mini-capteurs de température autonomes (UTL, cf. 3.3.1). La représentativité spatiale de ce type d'informations est plus élevée que celle d'un seul forage. Une répartition judicieuse d'un nombre en général limité de capteurs peut s'effectuer sur la base d'une carte BTS réalisée au préalable. Ce dernier type de mesure permet d'obtenir une information thermique momentanée du sol dont la résolution spatiale est élevée, en pratique environ 10 fois supérieure à celle obtenue par l'utilisation de mini-capteurs.

Il vaut la peine ici de relater l'expérience vécue dans la vaste pente d'éboulis des Lapires. Pour tenter de comprendre au mieux le fonctionnement thermique de cette formation dotée d'une distribution du pergélisol fort hétérogène (REYNARD et al. 1999, LAMBIEL 1999, DELALOYE et al. 2001, TURATTI 2002, cf. 8.3), l'intégralité du site (18 ha environ) a été couverte le plus régulièrement possible par 36 mini-capteurs de température de septembre 2000 à septembre 2001 (soit une concentration moyenne de 2 capteurs / ha). Le placement des appareils a été effectué avant de procéder à la cartographie BTS complète et détaillée du terrain (en moyenne, plus de 16 mesures / ha), campagne qui a eu lieu en mars 2002. La comparaison des mesures BTS avec des mesures de résistivité électrique (cf. 4.7 et 8.3) a par la suite révélé deux zones de très grand intérêt pour la compréhension des processus thermi-
à des valeurs BTS plus basses dans les zones de blocs qu'au-dessus d'un matériel plus fin, même en l'absence de pergélisol.

(b) Perte de chaleur du sol vers l'atmosphère avant l'installation d'un manteau neigeux isolant en fin d'automne ou au début de l'hiver.

C'est surtout cette deuxième composante, notamment les conditions de formation du manteau neigeux en début d'hiver (date, épaisseur), qui rend les valeurs BTS très variables d'une année à l'autre. En précurseurs, HÆBERLI (1985) et KELLER (1994) avaient soupçonné cette influence. Par la suite, DELALOYE & MORAND 1997, VONDER MÜHLL et al. (1998, 2001a) et IMHOF et al. (2000) ont par exemple observé des différences atteignant jusqu'à plusieurs °C selon les caractéristiques annuelles de l'enneigement. Par ailleurs, une surface composée de (gros) blocs, très rugueuse, nécessite une couche de neige beaucoup plus épaisse qu'une surface plane pour être isolée (fig. 3.2), ce qui favorise les échanges de chaleur directs entre le sol et l'atmosphère en début de saison hivernale et participe à un plus fort refroidissement du sol.

(c) Echange de chaleur (en général une perte) entre le sol et le manteau neigeux.

La neige, en particulier sa surface, est généralement nettement plus froide que le sol. Une perte de chaleur a ainsi lieu du sol en direction de la neige, même si cette dernière est un très mauvais conducteur thermique. En comparant les valeurs BTS et la hauuteur de neige mesurées sur de la glace nue en février 1984 au Titlis et au Glacier du Belvédère (Macagnaga), HÆBERLI & EPIFANI (1986) ont démontré que cette perte de chaleur pouvait sensiblement s'intен-

sifier lorsque l'épaisseur de la couche de neige était inférieure à environ 80-100 cm. Notons pour terminer qu'une augmentation de la densité de la neige élève également sa conductivité thermique (e.g. KELLER 1994, SUTER 2002), ce qui a pour effet potentiel d'accroître l'échange de chaleur entre le sol et la surface du manteau neigeux.

Une valeur BTS indique l'état thermique du sol à un moment donné. Elle ne renseigne sur la présence de pergélisol que lorsque l'épaisseur de neige est supérieure à 80 cm environ depuis plusieurs semaines et que le manteau neigeux n'est pas encore humidifié. Une température froide peut être synonyme de présence de pergélisol à faible profondeur, à l'inverse d'une température proche de 0°C. Pendant longtemps, un seuil placé entre -2 et -3°C indiquait la limite entre présence et absence probables de pergélisol. Toutefois, les variations potentielles interannuelles et spatiales de l'état thermique de la surface du sol, mentionnées ci-dessus, rendent difficile l'application systématique d'une telle clé d'interprétation des mesures BTS. On observe donc de préférence la répartition spatiale relative des zones «chaudes» et «froides» pour détecter les zones de pergélisol plutôt que les valeurs mesurées dans l'absolu. Ceci permet d'ailleurs d'interpréter qualitativement des mesures réalisées alors que le réchauffement printanier (humidification) du manteau neigeux a déjà débuté (e.g. GARDAZ 1999).

La force majeure de la méthode est de fournir des cartes à haute résolution de la température de la surface du sol à une période de l'année où cette température est la plus influencée par l'état thermique du terrain sous-jacent (avec ou sans pergélisol). En dépit du fait que les données ne fournissent qu'une information indirecte du pergélisol et qu'elles sont sus-

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>**Fig. 3.2** Discontinuité d'une couche de neige de 20-30 cm d'épaisseur sur une surface grossière (glacier rocheux des Savolaires, Alpage de Mille, 31 octobre 1998).</figcaption></figure>
ceptibles d'importantes variations selon les années, la méthode BTS demeure à ce jour la meilleure technique pour obtenir rapidement une estimation détaillée convenable de la répartition du pergélisol. Néanmoins, toute carte BTS ou analyse basée sur des mesures BTS doit impérativement être réalisée à partir de données relevées durant un seul et même hiver.

## 3.2.2 Application

La méthode BTS consiste à mesurer la température de la surface du terrain à l'aide d'un thermistor (pré-cison +/- 0.25°C) installé à l'extrémité d'une sonde (Markasub AG, Bâle) en fibres de verre de 3 m, graduée, que l'on enfonce au travers de la couche de neige. Habituellement, quelques minutes sont nécessaires pour qu'une température à peu près stable puisse être obtenue. Le temps d'attente est apparemment dépendant de la qualité de la neige au contact du sol, une neige dense favorisant une stabilisation rapide de la mesure. Dans des conditions optimales, une centaine de points peuvent être mesurés en une journée par une équipe de 3-4 personnes.

La température du sol étant influencée par la manière dont se développe le manteau neigeux durant toute la période hivernale, les valeurs BTS mesurées dans le cadre de cette étude n'ont pas été corrigées en fonction de la hauteur de neige présente le jour de la mesure, au contraire de ce qui se faisait couramment dans les années 1990 (e.g. GARDAZ et al. 1995, EHRLER et al. 1996) suite à la publication de HAEBERLI & EPI-FANI (1986) (cf. 3.2.1).

L'échantillonnage spatial a le plus souvent consisté en un réseau de points entre lesquels l'espacement était de 15 à 30 m, soit une concentration moyenne de l'ordre de 20-25 mesures/ha. Pour permettre une localisation aisée des points, ce qui n'est pas nécessairement évident par brouillard et/ou en l'absence de relief topographique marqué (fig. 3.3), ainsi que leur productibilité, les mesures ont été effectuées à intervalles réguliers, de préférence le long de courbes de niveau ou de lignes droites, toutes deux faciles à suivre à skis. L'utilisation d'un GPS «de poche» (Garmin Etrex Summit) s'est avérée plus problématique qu'efficace (cf. 5.4).

Sur la base de quelques exemples, la double question relative à l'ampleur de la variabilité des valeurs BTS dans l'espace et dans le temps est brièvement discutée dans les deux sections qui suivent (3.2.3-4).

## 3.2.3 Variabilité spatiale des mesures BTS

La question de savoir **quelle est la distance idéale entre deux points de mesure BTS** afin de relater au mieux la variation spatiale des valeurs s'est posée au début de mes travaux de terrain.

L'expérience acquise jusque-là semblait révéler que les «zones d'éboulis» (LUGON 1998), mais surtout les surfaces composées uniquement de blocs grossiers, étaient celles où l'on pouvait s'attendre aux variations spatiales des valeurs BTS les plus extrêmes. Afin de vérifier et de caractériser cet apparent état de fait, le choix s'est porté sur le glacier rocheux des Ecuries

<figure><img src="image_16.png" /></figure>

**Fig. 3.3** Illustration de la difficulté potentielle de localisation des points de mesure par mauvais temps. Le point noir au centre est une personne réalisant une mesure BTS. Photo prise en mars 1999 aux Grand'Gouilles (Wildhorn).
<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>**Fig. 3.4** Mesures BTS sur le glacier rocheux d'apparence fossile des Ecuries de Mille (Alpage de Mille) le 12 mars 1999. En grisé, BTS < -3°C (interpolation bilinéaire). Le glacier rocheux, dessiné sur la carte, est facilement identifiable au premier plan de la photo. A l'arrière-plan, le glacier rocheux des Savolaires (cf. 8.4.1).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_18.png" /></figure>

de Mille (Alpage de Mille), situé entre 2220 et 2320 m.s.m. Il s'agit d'une formation d'aspect fossile, mais qui, sur la base des mesures de géoélectrique, semble encore contenir localement de la glace (cf. 8.4). Elle est composée de trois lobes juxtaposés, dont la surface est homogène, constituée presque exclusivement de blocs de taille métrique (fig. 3.4). Les blocs prédominent également au front des deux lobes principaux. En mars 1999, 141 mesures BTS (concentration : env. 30 mesures/ha) ont été effectuées sous une couche de neige d'une épaisseur moyenne de 220 cm (hauteur très élevée pour l'endroit, cf. fig. 3.5).

La figure 3.4 montre une concentration de températures étonnamment froides (-3 à -8°C) dans les axes légèrement déprimés des trois lobes du glacier rocheux. Les températures enregistrées sur les zones élevées ou de morphologie convexe sont en revanche le plus souvent proches de 0°C. Une circulation d'air dans le glacier rocheux est certainement à l'origine d'une telle répartition; le processus est discuté à la section 8.4.

La figure 3.4 indique également que les températures mesurées varient très rapidement dans l'espace (jusqu'à 5°C pour 20 m). L'analyse de la dépendance spatiale des valeurs BTS par variogramme (DISERO &

CASALS 1999) a révélé sans surprise que, dans la direction 135°N (+/- 22.5°), perpendiculaire à l'axe longitudinal des lobes du glacier rocheux, la portée au-delà de laquelle toute mesure BTS peut être considérée comme indépendante de ses voisines est de l'ordre de 20 m.

En conclusion, ce test effectué sur un glacier rocheux qui ne comporte ni ride ni sillon profond et dont la surface est de composition relativement homogène démontre la nécessité d'un maillage resserré de l'échantillonnage (15-20 m d'intervalle) pour permettre une appréciation précise de la répartition spatiale des valeurs BTS. L'intervalle doit pouvoir être légèrement augmenté lorsque la surface n'est pas constituée uniquement de blocs (peu ou pas de circulation d'air dans la couche active) et que la géomorphologie est apparemment uniforme (pas de changement brutal du régime thermique du sol).

### 3.2.4 Variabilité interannuelle des BTS

La seconde question qui s'est posée est celle des proportions dans lesquelles peuvent varier des mesures BTS d'une année à l'autre. La répétition de mesures BTS aux mêmes emplacements hiver après hiver permet d'y répondre.
### 3.2.4.1 Valeurs moyennes d'un site

L'idée d'un suivi à long terme de mesures BTS est née à l'Alpage de Mille en 1996. Une «banale» campagne de prospection organisée sur ce site afin de vérifier la présence de pergélisol a révélé des températures très froides et n'a réussi qu'à «délimiter les zones de blocs vis-à-vis des terrains alentours» (DELALOYE & MORAND 1997). La neige s'était faite rare durant cet hiver 1995/96, au contraire de l'hiver suivant, abondamment enneigé dès novembre. Les mêmes mesures (41) furent donc répétées en 1997. Elles étaient, en moyenne, 2.8°C plus élevées que l'hiver précédent ! L'entreprise s'est poursuivie sans interruption depuis lors (passant à 64 mesures dès 1998), toujours aux environs du 10 mars, révélant année après année des variations qui n'ont certes jamais dépassé les extrêmes de 1996 et 1997, mais qui n'ont pas non plus été dépendantes de la hauteur de neige (fig. 3.5).

Dans le cadre de PERMOS, se sont ajoutés (provisoirement) de nouveaux sites, dont ceux de Tsavolires/ Réchy (cf. fig. 6.28) et des Lapires (cf. 8.3). La figure 3.5 montre que, si une évolution à peu près similaire des trois sites se dessine, des comportements opposés peuvent se produire (par exemple en 2000). Difficiles à expliquer d'emblée, ils sont certainement en partie induits par des décalages temporels de la mise en place du manteau neigeux dus à la différence d'alti-

tude des sites. Quoi qu'il en soit, les valeurs moyennes mesurées pour chaque site oscillent dans un intervalle inférieur à +/- 1°C, des années exceptionnelles comme 1996 et 1997 pouvant néanmoins largement sortir de ce cadre.

### 3.2.4.2 Valeurs individuelles

La première analyse n'a eu trait qu'aux valeurs moyennes pour l'ensemble d'un site. Qu'en est-il des mesures prises individuellement ? L'hypothèse émise est que des valeurs BTS proches de 0°C, le plus souvent liées à l'absence de pergélisol, ne varient que très peu dans le temps à cause de l'importante réserve de chaleur latente qui peut être contenue dans le sol non gelé. Les valeurs BTS habituellement froides, en raison soit de la présence de pergélisol, soit d'un processus de refroidissement du sol très efficace, sont par contre susceptibles de variations interannuelles de plus grande amplitude.

#### (a) Tsavolires – Becs-de-Bosson

Un premier test a été réalisé avec 235 mesures BTS répétées en 2002 et 2003 sur les sites voisins de Tsavolires (163) et des Becs-de-Bosson (72) dans le haut du Vallon de Réchy (DELALOYE et al. 2003a) (localisation des sites, fig. 6.28). L'emplacement de chaume des mesures ayant été relevé en 2002 à l'aide

<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>Mille (VS) - 2200-2450 m - NE / Tsavolires (VS) - 2750-2850 m - NW / Lapires (VS) - 2360-2500 m - NE</figcaption></figure>

**Fig. 3.5** Moyennes des valeurs BTS et hauteur de neige obtenues à l'Alpage de Mille, à Tsavolires et aux Lapires entre 1996 et 2003; dans la légende, entre parenthèses, le nombre de mesures.
<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>**Fig. 3.6** Recherche par GPS d'un point BTS qui doit être mesuré au même emplacement que l'année précédente à Tsavolires/Réchy (février 2003).</figcaption></figure>

d'un GPS «performant» (précision : environ 3 m, cf. 5.4), les mesures de 2003 ont pu être localisées et répétées avec la même précision (fig. 3.6). La différence moyenne entre 2003 et 2002 est de à +1.0°C à Tsavolires et +0.6°C aux Becs-de-Bosson.

La comparaison des 235 paires de mesures (fig. 3.7, gauche) montre que, malgré la dispersion des points, les valeurs BTS 2003 tendent à dépendre des valeurs mesurées l'année précédente. Le regroupement de toutes les paires en classes de 1°C d'intervalle définies selon les valeurs 2002 (démarche qui semble plus robuste lorsqu'elle est effectuée à partir de l'année la plus froide, en raison d'une distribution plus étalée des valeurs) permet de constater (fig. 3.7, droite) que la différence de température entre 2002 et 2003 n'est pas uniforme sur l'ensemble des mesures mais qu'elle est linéairement dépendante de la température BTS elle-même : en clair, plus la valeur BTS 2002 est froide, plus la différence entre 2002 et 2003 est élevée. Ceci pourrait confirmer l'hypothèse émise précédemment. Gardons toutefois en mémoire que le «bruit» (écart-type de la différence entre BTS 2003 mesurée et valeur calculée par régression linéaire à partir des données de 2002 - cf. équation fig. 3.7) demeure important : il est en effet de 1.05°C pour l'ensemble des mesures, plus élevé pour des BTS froides que pour des BTS chau des.

(b) Lapires

Le même test a été réalisé aux Lapires, sur un ensemble de 119 mesures répétées en 2001, 2002 et 2003 (site PERMOS). Les valeurs de 2002 ont été les plus froides (-2.7°C en moyenne), suivies de celles de 2001 (-2.5°C) et de 2003 (-1.7°C). Les mesures de 2003 et 2001 ont été comparées, comme à Réchy, à celles de 2002 (fig. 3.8).

Entre 2002 et 2003, le constat est similaire à celui de Réchy : la différence interannuelle est proportionnelle à la valeur BTS, avec un «bruit» (écart-type de la différence entre BTS 2003 mesurée et calculée) de 0.81°C. On notera tout de même en 2003 la présence de valeurs BTS égales, voire légèrement supérieures (imprécision de mesure ?) à 0°C, ce qui n'était pas le cas en 2002.

La comparaison des mesures de 2001 avec celles de 2002 est surprenante. En effet, de 2001 à 2002, on constate un réchauffement des valeurs BTS «chaudes» et simultanément, un refroidissement des BTS «froîdes», refroidissement particulièrement marqué pour la classe des BTS 2002 proches de -4°C (fig. 3.8, dr.). Le «bruit» est similaire aux autres cas traités jusqu'ici (1.04°C). La cause hypothétique de cette sorte de «balancement» thermique sera évoquée plus loin (8.3).
<figure><img src="image_21.png" /></figure>

**Fig. 3.7** Comparaison des BTS 2002 avec les valeurs de 2003 à Tsavolires / Becs de Bosson : à gauche, pour les 235 paires de mesures prises individuellement ; à droite, après regroupement en classes de 1°C d'intervalle définies selon les valeurs 2002 (en italique, le nombre de mesures par classe) ; droite de régression linéaire : $0.599x - 0.257$ ($r^2 = 0.987$). La ligne diagonale discontinue indique la position des valeurs identiques les deux années.

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

**Fig. 3.8** Comparaison des BTS 2002 avec les valeurs de 2001 et 2003 aux Lapires : à gauche, pour les 119 paires de mesures prises individuellement ; à droite, après regroupement en classes de 1°C d'intervalle définies selon les valeurs 2002 (en italique, le nombre de mesures par classe) ; droite de régression linéaire pour 2001 : $0.674x - 0.591$ ($r^2 = 0.878$), pour 2003 : $0.731x + 0.162$ ($r^2 = 0.959$). La ligne diagonale discontinue indique la position des valeurs 2001 ou 2003 identiques à celles de 2002.

Les deux tests réalisés à Réchy et aux Lapires semblent donc démontrer que la variabilité interannuelle de valeurs BTS habituellement «froides» est plus grande que celle de valeurs BTS «chaudes». Le test des Lapires indique également que la répétition identique de mesures BTS durant plusieurs années peut permet-

tre la mise en évidence de processus thermiques atypiques qu'il conviendra par la suite de comprendre. En effet, la comparaison des résultats des 8 années de mesures BTS réalisées à l'Alpage de Mille permet d'identifier un mode de fonctionnement thermique complexe de glaçiers rocheux inactifs/fossiles (cf. 8.4).
### 3.2.5 Synthèse et questions en suspens

L'application de la méthode BTS, notamment dans le cas d'une étude sur les conditions d'existence marginale du pergélisol, vise de préférence l'identification d'«anomalies» thermiques du sol, plutôt que la prospection même du pergélisol.

Les valeurs BTS peuvent varier rapidement dans l'espace (jusqu'à 5°C pour 20 m), même sur un terrain apparemment homogène, d'où la nécessité d'utiliser un faible intervalle de distance entre les points de mesure (à définir selon les cas) pour s'assurer d'une bonne précision cartographique.

La répétition annuelle de mesures BTS aux mêmes emplacements révèle des variations de température qui peuvent être importantes d'une année à l'autre. En particulier, les valeurs habituellement froides ont tendance à varier plus fortement que les valeurs «chaudes». La répétition régulière de mesures BTS permet de mettre en évidence des processus thermiques qui sont difficiles, voire impossibles à soupçonner sur la base d'une seule campagne.

Signalons encore deux questions qui seront débattues plus loin :

- Les valeurs BTS peuvent également être obtenues par l'enregistrement continu de la température du sol (GSTM). Dans quelle mesure les résultats fournis par les deux méthodes correspondent-ils (cf. 3.3.6) ?

- La répartition spatiale de corps gelés peut être estimée par la cartographie de la résistivité apparente du sol. Existe-t-il dès lors un certain degré de corrélation entre valeur BTS et résistivité électrique du sol à profondeur restreinte (5-10 m) (cf. 4.7) ?

## 3.3 ENREGISTREMENT CONTINU (GSTM)

### 3.3.1 Principes et application

GSTM signifie l'enregistrement continu de la température de la surface du terrain à l'aide de mini-capteurs autonomes de type UTL-1 (Universal Temperature Logger, Geotest AG, www.utl.ch; KRUMMENACHER et al. 1998, HOELZLE et al. 1999, fig. 3.9). L'objectif de cette méthode est d'une part de renseigner sur l'évolution hivernale de la température du sol, et d'autre part, si les enregistrements se poursuivent

tout au long de l'année, de déterminer l'influence de la saison estivale (HOELZLE et al. 2003).

Une foule de paramètres décrivant le comportement thermique du sol peuvent également être calculés (GRUSON 2001, VONDER MÜHLL et al. in prep.). Cette technique et ce type d'appareil sont de plus en plus fréquemment employés, non seulement dans les terrains sédimentaires (e.g. HOELZLE et al. 2003, ISHIKAWA 2003, MIHAJLOVIC et al. 2003), mais également dans les parois rocheuses (GRUBER et al. 2003).

Dans cette étude, les UTL ont été placés immédiatement sous la surface du sol, à l'abri du rayonnement solaire. Selon les possibilités offertes par la nature du terrain, leur position a varié entre 10 et 70 cm de profondeur. Les capteurs ont été attachés par une ficelle à un galet en surface, ce qui a permis de les retrouver facilement et d'éviter dans certains cas qu'ils ne disparaissent dans les profondeurs de la couche active. L'intervalle de mesure programmé a systématiquement été de 2 heures, ce qui a rendu possible l'acquisition ininterrompue de données durant 22 mois. Dans les cas où la période d'enregistrement s'est prolongée durant plusieurs cycles annuels, les capteurs ont été remplacés une fois par année et remplacés si possible dans la même position.

La mesure de température s'effectue par paliers d'environ 0.23°C. Les séries annuelles sont ajustées (calibrées) par translation sur les phases de zero curtain (les périodes durant lesquelles la température est exactement égale à 0°C), phases qui sont décelables

<figure><img src="image_23.png" /><figcaption>**Fig. 3.9** Mini-capteur de température autonome de type UTL-1.</figcaption></figure>
au printemps lors de la fonte des neiges et parfois en automne lors du gel du terrain. La feuille de calcul Excel (Traitement-Logger.xls) que j'ai conçue permet l'ajustement et le contrôle rapides des valeurs. La gestion des données s'effectue par l'intermédiaire du logiciel TIDEDA (RODGERS & THOMPSON 1992).

L'un des enjeux de l'analyse des données est d'automatiser le calcul du plus grand nombre possible de paramètres (MAGST, température d'équilibre hivernale, dates et durée des phases de zero *curtain*, etc.) à partir d'une série annuelle de température (GRUSON 2001). J'ai ainsi créé une nouvelle feuille de calcul (Analyse-Logger.xls), dotée de nombreuses variantes, qui permet d'obtenir instantanément tous les résultats souhaités à partir d'une série annuelle de données. La plus grande partie des paramètres issus d'UTL qui seront traités ou mentionnés dans cette recherche ont été calculés de cette manière et non pas déterminés visuellement.

### 3.3.2 Principales phases du comportement thermique annuel de la surface du sol

L'analyse qui suit n'est valable que pour des emplacements situés à une altitude suffisamment élevée pour qu'une humidification importante du manteau neigeux

due à un épisode de pluie ne puisse avoir lieu dans le courant de l'hiver (de fin novembre à début mars). La limite supérieure de la forêt correspond approximativement à cette altitude critique d'influence de la pluie (environ 2000-2200 m.s.m.).

L'expérience acquise par la lecture de près de 500 courbes annuelles de comportement thermique du sol permet d'identifier dans le courant de l'année une succession de phases typiques qui ont toutes une influence thermique spécifique sur la température du sol gelé sous-jacent (fig. 3.10). Largement dépendante de la constitution et de l'évolution du manteau neigeux, la chronologie de cette succession varie dans le temps tout comme dans l'espace. HOELZLE *et al.* (2003) et ISHIKAWA (2003) ont proposé des concepts proches de celui qui est présenté ci-dessous.

#### (a) Phase 1 : Conditions estivales

Ce type de comportement thermique du sol est celui de la saison estivale, période durant laquelle se produit un apport important de chaleur dans le sol. Cette phase débute dès que la neige disparaît. La température du sol demeure le plus souvent positive. L'une ou l'autre brève incursion d'un temps froid, de conditions de gel ou même de neige sont toutefois possibles durant cette période.

<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>**Fig. 3.10** Principales phases du comportement thermique annuel de la surface du sol en présence possible de pergélisol, courbe fictive.</figcaption></figure>
### (b) Phase 2 : Gel automnal

La seconde phase correspond au refroidissement (gel) marqué du sol pouvant se produire avant l'ar-rivée définitive de la neige. Ce refroidissement, en partie lié au raccourcissement des journées (dimi-nution de l'apport d'énergie solaire, augmentation de la perte de chaleur par rayonnement nocturne), est avant tout consécutif aux premières incursions prolongées d'air froid qui peuvent se produire dès fin août - début septembre. Des températures du sol qui sont passagèrement positives indiquent que les chutes de neige sont demeurées peu conséquentes et que le manteau neigeux est alors absent à l'em-placement de la mesure. Durant cette phase 2, le sol peut subir une perte de chaleur considérable et le terrain geler profondément.

### (c) Phase 3 : Gel hivernal précoce intense

La présence définitive du manteau neigeux dif-férencie cette phase de la précédente. Toutefois, celui-ci est encore peu épais. Malgré la mauvaise conductivité thermique de la neige, le très fort gra-dient de température entre la surface de la neige et le sol facilite un fort refroidissement du sol. Le caractère irrégulier de l'abaissement de la tempéra-ture du sol est typique de ce genre de situation. Le même scénario se produit lorsque la neige est com-pactée par le vent. La conductivité thermique de la neige augmente et permet un fort refroidissement du terrain même sous une couche de neige épaisse (fig. 3.11). La phase 3 peut survenir immédiate-ment après la phase 1 ou être difficilement dis-cernable de la phase 2. Elle peut également se prolonger durant tout l'hiver. On assiste alors tôt ou tard à un réchauffement de la température toujours marqué par de fréquentes oscillations (fig. 3.12).

### (d) Phase 4 : Equilibrage thermique hivernal

Cette phase, qui correspond au comportement ther-mique du sol une fois le manteau neigeux suffis-samment épais pour engendrer une isolation du sol conséquente, comprend souvent deux parties distinctes. La première (4a) peut être considérée comme une période d'ajustement du gradient thermique entre les niveaux supérieurs du pergéli-sol et la neige. Selon la température initiale de la surface du sol à l'entrée dans la phase 4, il peut s'agir d'un réchauffement (fig. 3.11) ou d'un refroidissement (fig. 3.14). Au bout de quelques semaines, voire de plusieurs mois, la température se stabilise (4b) (fig. 3.14). Cette température, que

l'on qualifie de température d'équilibre hivernal (Winter Equilibrium Temperature = WEqT), cor-respond à celle du concept de la méthode BTS (cf. 3.2). Lorsque des chutes de neige très importantes surviennent rapidement en automne, la phase 4a peut démarrer immédiatement après la phase 1. Dans ce cas, WEqT est souvent plus élevée que les autres années (fig. 3.14). Selon le comportement thermique du sol durant la première partie de l'hiver, la phase d'équilibre (4b) peut ne pas être atteinte avant que ne débute le processus de fonte du manteau neigeux (fig. 3.11). A l'exception des situations particulières que sont celles où la phase 4a succède immédiatement à la phase 1, l'intégral-lité de la phase 4 correspond à une période de lente perte de chaleur du pergélisol.

### (e) Phase 5 : Fonte des neiges

Cette dernière phase est celle de la fonte du man-teau neigeux. Lorsque ce dernier est complètement humidifié, la percolation d'eau de fonte produit une très brusque élévation de la température du sol jus-qu'à 0°C. La température demeure ensuite parfai-tement stable (zero curtain) tant que la neige n'a pas complètement disparu.

La fonte du manteau neigeux agit comme un vec-teur d'énergie permettant le réchauffement du ter-rain. En période de fonte estivale, l'épaisseur de la couche de neige se réduit d'environ 5 cm (voire plus) par jour (cf. 5.1). Considérant arbitrairement que le manteau neigeux est épais de 2 m en moyenne au moment où débute sa fonte, sa dis-partition complète demande 30 à 40 jours. Si cette durée est dépassée, on peut alors concevoir que la phase de fonte ralentit le réchauffement du pergéli-sol en préservant outre mesure le sol de l'apport direct d'énergie par le rayonnement solaire.

Étroitement dépendante de la constitution et de l'évolution du manteau neigeux, la chronologie de la succession des phases 1 à 5 peut varier consi-dérablement dans le temps (d'une année à l'autre, fig. 3.14) tout comme dans l'espace (fig. 3.15).

Toutes les phases ne sont pas nécessairement pré-sentes ni chaque année, ni à chaque emplacement de mesure (fig. 3.11-12, 3.14-17). Leur durée et, pour certaines, leur intensité influencent le régime thermi-que du pergélisol. Selon la nature grossière ou fine de la surface du terrain et du micro-relief topographi-que (ISHIKAWA 2003), mais aussi en fonction de la com-position et de l'état thermique moyen du pergélisol
<figure><img src="image_25.png" /></figure>

**Fig. 3.11** Comportement thermique du sol enregistré à Mi-L31 (2315 m.s.m., N) en 1998/99. Ce capteur est situé sur le lieu de formation d'une congère (fig. 3.13). On remarquera l'importance de la phase 3 et l'absence d'une phase 4b. Cette dernière caractéristique démontre probablement l'absence de pergélisol en dépit de températures hivernales froides.

<figure><img src="image_26.png" /></figure>

**Fig. 3.12** Comportement thermique du sol enregistré à Ri-L01 (2480 m.s.m., N, cf. fig. 6.17) en 2001/02. Ce capteur est situé proche d'une crête (fig. 3.13), dans une zone où les effets du vent sur la neige sont importants. La phase 3 est permanente durant l'hiver et difficile à distinguer de la phase 2. La présence d'une longue phase 5a indique la présence d'une couche de neige relativement épaisse; ainsi, la permanence hivernale de la phase 3 serait due à la densité élevée du manteau neigeux plutôt qu'à sa faible épaisseur. Il y a lieu cependant de tenir compte des importantes chutes de neige qui se sont produites au début mai 2002 et qui peuvent rendre caduque l'interprétation proposée.

<figure><img src="image_27.png" /></figure>

**Fig. 3.13** Localisation des capteurs Mi-L31 (Alpage de Mille, à l'arrière-plan le glacier rocheux des Savolaires, cf. 8.4.1.1) et Ri-L01 (Ritord, flanc N de Tita di Bou, cf. fig. 6.9 et 6.17).
<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>**Fig. 3.14** Comportement thermique du sol enregistré à Ri-L10 (2960 m.s.m., cf. fig. 6.17) en 1999/2000 et 2000/01. On notera ici surtout l'ampleur de la différence entre les deux années, mais aussi l'absence de la phase 3 dans les deux cas et la très longue phase de fonte (5) en 2001.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>**Fig. 3.15** Différences spatiales et temporelles du comportement thermique du sol. Données enregistrées à Ri-L19 (2855 m.s.m.) et Ri-L20 (2845 m.s.m.) entre 1999 et 2000, capteurs situés sur le site du Ritord (cf. fig. 6.17), de part et d'autre d'un petit col, Ri-L19 au S, Ri-L20 au N, et distants de 55 m (cf. fig. 3.25). On constate un comportement thermique hivernal doublement opposé (dans l'espace comme dans le temps) durant les deux premières années, alors qu'il est quasiment identique lors de la troisième année.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>**Fig. 3.16** Comportement thermique du sol typique indiquant l'absence certaine de pergélisol à faible profondeur (Ri-L14, 2855 m.s.m., W, cf. fig. 6.17).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>**Fig. 3.17** Difficulté d'interprétation du comportement thermique du sol enregistré à Sa-L01 et Sa-L02 (2400 m.s.m., NE) entre 1999 et 2000 (cas de figure chaque année similaire, de 1998 à 2003). Les deux capteurs sont distants de 80 m, dans un terrain de topographie régulière et dont la surface est composée de matériaux «fins». SaL-02 est distinctement plus froid que son voisin, que ce soit durant l'hiver ou en moyenne annuelle. L'analyse montre, qu'en raison d'une phase 3 prolongée, WEqT (phase 4b) n'est jamais atteinte à Sa-L02. A cet emplacement, les températures hivernales ne peuvent pas être utilisées comme indices de la présence de pergélisol. Diverses mesures de résistivité électrique attestent la présence d'un corps gelé relativement proche de la surface, mais uniquement sous Sa-L01 (cf. 4.2.6, fig. 4.7, 6.24, 6.27). Or, à ce capteur, WEqT est de -1.3°C seulement, ce qui n'indique apparemment pas de pergélisol.</figcaption></figure>

sous-jacent (GRUSON 2001), ces phases sont plus ou moins bien restituées dans le comportement thermique annuel du sol.

La présence de pergélisol est probable lorsque se présente une phase 4b et que celle-ci se situe à un niveau inférieur à -3°C. L'absence de pergélisol est certaine lorsque la température demeure parfaitement stable à 0°C au cœur de l'hiver (fig. 3.16). Dans tous les autres cas, une analyse approfondie est nécessaire pour identifier ou non la présence de pergélisol. Est-ce que l'hiver était favorable ou non au refroidissement du sol ? Quelle est la température moyenne annuelle du sol ? Quelles sont les caractéristiques de la surface du sol ? Quel est l'état thermique probable du pergélisol ? La confrontation avec d'autres méthodes devient indispensable (fig. 3.17). Poursuivre les mesures

durant plusieurs années peut résoudre la question, mais peut aussi être la source d'interrogations nouvelles. Les figures 3.14-15 illustrent à quel point le comportement thermique d'un même emplacement peut différer d'une année à l'autre. Quelle est, dans ce cas, l'année la plus significative ? **L'interprétation qualitative des données prime alors sur une approche purement quantitative.**

L'analyse des résultats du GSTM permet de discuter une vaste palette de questions relatives au pergélisol alpin. Parmi celles-ci, j'ai retenu, pour l'originalité des réponses apportées : la signification des températures du sol estivales (3.3.3), les variations spatiales de l'évolution de MAGST (3.3.4), la part des facteurs hivernaux et estivaux dans cette évolution (3.3.5), et finalement, la comparaison entre BTS et GST (3.3.6).
### 3.3.3 Signification de la température estivale

En règle générale, durant l'été (phase 1), la température du sol proche de la surface est dépendante des conditions météorologiques, de l'intensité du rayonnement solaire, de la profondeur d'enfouissement du capteur et de la composition du sol. La présence de pergélisol à quelques mètres de profondeur devrait en principe n'avoir aucune influence notoire. Ainsi, des températures diurnes supérieures à +15, voire +20°C sont fréquemment enregistrées. Quant aux températures moyennes journalières relevées lors des journées chaudes de l'été (p. ex. fig. 3.11-12, 3.14-17), elles se situent habituellement entre +6 et +15°C selon les endroits.

Si un profil thermique vertical du sol peut permettre de déceler la présence de pergélisol (e.g. HAE-BERLI 1975), la seule température estivale de la couche superficielle du sol ne peut pas être utilisée comme indice de la présence ou non de pergélisol. Il existe cependant au moins une exception, décrite ci-dessous.

Les trois cas reportés sur la figure 3.18 proviennent du glacier couvert de Lona/Sasseneire (cf. 6.4.6)

et des racines du glacier rocheux des Becs-de-Bosson/Réchy (cf. 6.4.5), deux sites voisins. Les températures moyennes journalières du sol relevées durant le mois d'août 2003, pourtant exceptionnellement chaud (3.7°C au-dessus de la moyenne 1993-2002, tabl. 3.1), sont néanmoins demeurées très basses, en particulier à Re-L36 (max. +1.3°C) et Re-L35 (max. +1.0°C). A chaque emplacement, les mesures de résistivité électrique attestent la présence de glace massive très proche de la surface (MÉTRAILLER, in prep.), une glace qui n'a cependant pas été aperçue lors de la mise en place des capteurs (MÉTRAILLER, comm. pers.). Son enfouissement est donc supérieur à 50-70 cm.

On déduit qu'une température du sol en permanence froide durant l'été peut être l'indice de la présence possible de glace (massive) à très faible profondeur (environ 1 m). Un comportement thermique régulier du sol durant l'hiver (fig. 3.18), signe d'un flux de chaleur purement conductif, renforce cette présumption.

On notera par ailleurs que WEqT n'est pas nécessairement très froide dans ce genre de situation (-2.5 à -2.8°C pour les cas qui nous occupent), ce que corroborent d'autres relevés effectués sur des glaciers

<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>**Fig. 3.18** Comportement thermique du sol (moyennes journalières) en présence de glace massive à faible profondeur. Relevés effectués en 2002/03 sur un lambeau du glacier couvert de Lona/Sasseneire (Lo-L03, 2855 m.s.m., N, centre de Lo-S202 sur fig. 6.34) et dans les racines du glacier rocheux des Becs-de-Bosson (Re-L35 et 36, 2805 m.s.m., au centre de Re-S2002e et sur la branche amont de Re-S2002d sur fig. 6.30).</figcaption></figure>

<table><caption>**Tabl. 3.1** Température moyenne mensuelle de l'air en août mesurée dans les racines du glacier rocheux des Becs-de-Bosson de 1993 à 2003 (station MADD 142, 2795 m.s.m. cf. 5.2, fig. 5.9). En gras, moyenne de la décennie 1993-2002.</caption><thead><tr><th>Année</th><th>1993</th><th>1994</th><th>1995</th><th>1996</th><th>1997</th><th>1998</th><th>1999</th><th>2000</th><th>2001</th><th>2002</th><th><strong>1993-2002</strong></th><th>2003</th></tr></thead><tbody><tr><th>Température (°C)</th><td>6.99</td><td>7.56</td><td>4.44</td><td>4.36</td><td>7.26</td><td>7.78</td><td>6.75</td><td>7.33</td><td>8.01</td><td>5.35</td><td>6.58</td><td>10.29</td></tr></tbody></table>
très faiblement couverts : WEqT = -1.8°C durant l'hiver 2002/2003 sur le glacier couvert du Sanetschhorn (Sa-L08), à 2410 m.s.m. (cf. fig. 6.24); 4 mesures BTS entre -0.9 et -2.5°C le 26 mars 1997 sur le glacier du Petit Combin (2740 m.s.m., cf. fig. 6.18). Cette caractéristique thermique demande cependant confirmation; en effet, les hivers 1996/97 et 2002/03, durant lesquels ont été réalisées toutes ces mesures, ont été relativement chauds du point de vue de la température du sol (cf. fig. 3.5 et 3.26).

### 3.3.4 Variations spatiales de l'évolution de MAGST

La variation dans le temps de la température moyenne annuelle du sol (MAGST) est le facteur principal dictant l'évolution du pergélisol sous-jacent. **Quelle est l'homogénéité de cette variation dans la dimension spatiale ?**

Quatre à six ans de mesures sont aujourd'hui disponibles pour une soixantaine d'emplacements répartis sur les sites investigués lors de mes premiers travaux de recherche (Mille, Ritord, Réchy, Aget, Sanetschhorn; les trois premiers sont intégrés à PERMOS; 7 à 22 UTL par site). Ces terrains sont répartis dans un rayon de 25 km, tous dans les Alpes valaisannes, à l'exception du Sanetsch(horn), situé sur la crête N des Alpes, en rive droite de la vallée du Rhône. L'analyse de ces données permet d'apprécier la variabilité spatiale de l'évolution de MAGST.

MAGST est calculée chaque mois (moyenne arithmétique des 12 mois précédents) pour tout UTL dont la série de données est complète. L'homogénéité spatiale du comportement interannuel de MAGST diffère selon que l'on traite le sujet à l'échelle régionale (comparaison de sites distants de plusieurs (dizaines) de kilomètres) ou locale (comparaison d'emplacements de mesure sur un site) (DELALOYE & MONBARON 2003).

#### 3.3.4.1 Echelle régionale

A cette échelle, les valeurs de MAGST correspondent pour un site à la moyenne des MAGST obtenue pour chacun des UTL disponibles. La figure 3.19 illustre l'évolution de MAGST depuis 1998 pour les 5 sites mentionnés plus haut. Le comportement régional de MAGST apparaît relativement homogène, en dépit de quelques exceptions, dont celle de l'hiver 1999/2000 : Mille et Ritord se réchauffent, alors qu'Aget et Sanetsch se refroidissent. On notera également les variations importantes de MAGST dans le temps, dépassant parfois 2°C entre juillet 2002 et août 2003. Celles intervenues

entre 2000 et fin 2002 n'ont accompagné aucun changement significatif de la température de l'air. Elles ont par conséquent été dues exclusivement à des modifications des conditions d'enneigement (cf. 3.3.5). Cela a également été le cas en Engadine où, durant cette même période, des écarts extrêmes de MAGST (2.5°C) se sont produits (HOELZLE et al. 2003, VONDER MÜHLL et al. in prep.).

#### 3.3.4.2 Echelle locale

Lorsqu'on analyse l'évolution de MAGST à l'échelle d'un site (superficie : environ 0.1 à 0.5 km²), si l'on constate toujours une certaine homogénéité de comportement entre les emplacements de mesure (distants en moyenne de l'ordre de 50 à 100 m) (fig. 3.20-3.23), trois types de différences se distinguent néanmoins :

(a) **Evolution thermique divergente de certains emplacements, en particulier Ri-L04 et Ri-L19 au Ritord (fig. 3.20A), Sa-L04 au Sanetsch (fig. 3.21A) et, dans une moindre mesure, Mi-L04, Mi-L31, Mi-L34 à Mille (fig. 3.23A)**

La variabilité interannuelle de la redistribution spatiale de la neige par le vent est l'une des causes possibles de comportement thermique divergent d'un emplacement de mesure (la variabilité interannuelle du rythme et de l'ampleur des déplacements de neige par les avalanches en est une autre, fig. 3.24). Par sa disposition géographique, la chaîne alpine, du Mont-Blanc aux Alpes autrichiennes, est en effet soumise à des courants dont la direction prédominante durant tout ou partie d'un hiver s'avère très variable, voire inverse. La manière dont se répartit la neige dans le terrain peut s'en trouver radicalement modifiée.

Ainsi, les comportements thermiques opposés de Ri-L19 et Ri-L20 entre 2000 et 2002 (fig. 3.25, voir aussi fig. 3.15), de part et d'autre du col du Six Rouge (Ritord), trouvent certainement leur explication dans une inversion de la direction prédominante du vent : l'hiver 2000/01 a en effet connu de très nombreuses situations de vent de S, au contraire des saisons hivernales 1999/00 et 2001/02, durant lesquelles des courants de W à NW ont prédominé. Lors de ce second type d'hiver, la neige tend à s'accumuler sur le versant S du col, ce qui favorise le refroidissement du sol sur le versant N. En 2000/01, sous l'influence du vent de S, la neige s'est par contre rapidement amassée sur le côté N du col. Ceci a empêché tout refroidissement hivernal du terrain et provoqué une forte hausse de MAGST (Ri-L19). Dans le même temps,
MAGST s'est refroidie sur le côté S du col (Ri-L20), d'où la neige était soufflée. Plus en amont, l'inversion qui s'observe également entre les comportements de Ri-L21 et Ri-L22 (fig. 3.25) semble être causée par le même principe de redistribution de la neige par le vent, mais cette fois-ci, dans un relief de rides et de sillons d'ampleur plurimétrique (cf. n°4 sur fig. 6.16).

(b) Amplitude de la variation hivernale plus importante aux emplacements les plus froids

Les figures 3.20B-3.23B comparent la variation de MAGST durant le réchauffement de l'hiver 2002/03

avec la valeur moyenne de MAGST (entre 2000 et mai 2003). Elles indiquent sur tous les terrains que la variation hivernale de MAGST est plus importante aux emplacements les plus froids. La dispersion des points démontre néanmoins qu'il ne s'agit là que d'une tendance. Comme pour les BTS (cf. 3.2.4), l'hypothèse est émise que l'ampleur potentielle de la variabilité hivernale de MAGST est liée à l'importance de la réserve de chaleur latente présente dans le terrain.

Le fait que les emplacement Sa-L04 (fig. 3.21), Mi-L04 et Mi-L10 (fig. 3.23) divergent de la tendance

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>**Fig. 3.19** Comparaison de l'évolution de MAGST à l'échelle régionale (rayon 25 km) et température moyenne annuelle de l'air à Réchy (2795 m.s.m.) de 1998 à septembre 2003 (pas de temps mensuel).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>**Fig. 3.20** A : Evolution de MAGST de 1998 à 2003 pour 14 emplacements situés sur un pergélisol à Challand/Ritord (2500-3000 m.s.m., cf. fig. 6.17). B : Comparaison entre MAGST moyenne (septembre 2000 - mai 2003) et augmentation de MAGST entre octobre 2002 et mai 2003 pour 18 emplacements situés ou non sur un pergélisol à Challand/Ritord (-0.49x + 1.14; r² = 0.57).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_35.png" /></figure>

**Fig. 3.21** A : Evolution de MAGST de 1999 à 2003 pour 7 emplacements au Creux de la Lé / Sanetschhorn (2300-2450 m.s.m., cf. fig. 6.24). Remarquer la hausse de plus de 4°C de Sa-L04 entre avril 2002 et juillet 2003. B : Comparaison entre MAGST moyenne (septembre 2000 - mai 2003) et augmentation de MAGST entre octobre 2002 et mai 2003 (-0.35x + 0.92, r² = 0.2, sans tenir compte de SaL-04 (cercle blanc)).

<figure><img src="image_36.png" /></figure>

**Fig. 3.22** A : Evolution de MAGST de 1999 à 2003 pour 7 emplacements au Grand-Aget/Rogneux (2800-2870 m.s.m., cf. fig. 6.20). B : Comparaison entre MAGST moyenne (septembre 2000 - mai 2003) et augmentation de MAGST entre octobre 2002 et mai 2003 (-0.45x + 1.13, r² = 0.67).

<figure><img src="image_37.png" /></figure>

**Fig. 3.23** A : Evolution de MAGST de 1999 à 2003 pour 10 emplacements à l'Alpage de Mille (2250-2450 m.s.m.) situés en zone de pergélisol (excepté Mi-L01 et peut-être Mi-L10 et Mi-L31). Md-01, Md-02 et Md-03 sont situés dans un rayon de 15 m sur le glacier rocheux inactif des Savolaires. B : Comparaison entre MAGST moyenne (septembre 2000 - mai 2003) et augmentation de MAGST entre octobre 2002 et mai 2003 (-0.46x + 1.82, r² = 0.63, sans tenir compte (cercles blancs) de MiL-04 (à droite) et MiL-10).
<figure><img src="image_38.png" /></figure>

**Fig. 3.24** Illustration par deux situations contrastées de la variabilité interannuelle de la redistribution spatiale de la neige causée par les avalanches dans la pente d'éboulis des Lapires (cf. 8.3) : à gauche (23 juin 2000), accumulation de neige au bas du versant en 1999 et 2000; à droite (1er juillet 2001, photo : A. TURATTI), accumulation de neige dans la partie médiane de la pente d'éboulis. Cercle et trait (pylône P10) servent de repères. En 2000 et, surtout, en 1999, de (très) grosses avalanches se sont produites, transférant d'importantes quantités de neige jusqu'au bas du versant (au tout premier plan, subsiste encore de la neige de 1999); ainsi, en début de saison estivale, la partie médiane de l'éboulis est la première à être déneigée. En 2001, les avalanches qui se sont (ont été) déclenchées n'ont jamais atteint une grande ampleur et leurs dépôts se sont concentrés plus haut dans le versant; la fonte de la neige est cette fois retardée dans la zone médiane. La précocité relative du déneigement estival en un point donné par rapport au reste du versant est donc ici fonction des caractéristiques annuelles (ampleur, fréquence) des avalanches hivernales et printanières, caractéristiques qui peuvent être très variables d'une année à l'autre.

<figure><img src="image_39.png" /></figure>

<figure><img src="image_40.png" /></figure>

**Fig. 3.25** Evolution de MAGST près du col du Six Rouge sur le site du Ritord. Sur la carte de localisation, la surface blanche correspond à des dépôts sédimentaires (principalement moraine de pousée). La roche affleurante est en grisé. Les lignes de crête sont en rouge (trait discontinu). Le Six Rouge est le petit sommet à l'ouest de Ri-L20.

générale est l'indice d'un possible fonctionnement thermique atypique du sol. Cela ne semble toutefois pas être le cas pour SaL-04, dont la position à proximité d'un point haut du terrain pourrait expliquer les écarts extrêmes de température eu égard à la redistribution de la neige par le vent. MiL-04 et MiL-10 ne sont pas dans des lieux exposés au vent. Leur état thermique paraît dépendant de circulations d'air dans la couche active (cf. 8.4).

### (c) Variations de MAGST à courte distance

Md-01, Md-02 et Md-03 sont des sondes thermiques placées dans un rayon de 15 m autour de la mini-station climatique installée au centre du glacier

rocheux inactif des Savolaires. Le terrain est composé uniquement de blocs et la morphologie de la surface est relativement plane (absence de rides et sillons).

Sur la figure 3.23, on constate d'une part que l'écart moyen de MAGST entre les trois emplacements est de l'ordre de 1°C, et d'autre part, que les variations enregistrées à Md-02 ne sont pas identiques à celles de Md-01 et Md-03 (qui sont elles similaires). Par rapport à Md-03, l'écart oscille entre -0.2 et 0.4°C. Les décalages se produisent surtout durant la saison hivernale et sont donc liés soit aux conditions d'enneigement (cf. fig. 3.2), soit à la manière dont les processus d'échange thermique se développent dans la couche active (cf. 2.2).
#### 3.3.4.3 Conclusions

Pour conclure, nous retiendrons que, d'une année à l'autre, MAGST peut varier de plus de 2°C au niveau régional. Cette évolution, si elle apparaît homogène à l'échelle de la région, peut connaître localement d'importantes variations (jusqu'à 3°C) en raison notamment des modifications interannuelles de la redistribution de la neige par le vent (et les avalanches) en lien avec la (micro-) topographie, mais aussi de processus d'échanges thermiques atypiques entre le sol et l'extérieur (neige, atmosphère). La prudence est donc de mise lors de l'interprétation de MAGST, surtout lorsque les données n'ont été acquises que durant une période de temps limitée à un ou deux ans.

D'autre part, sachant :

- que sur un terrain composé uniquement de blocs, MAGST peut varier de plus de 1°C sur une distance de 15-20 m,

- qu'un décalage thermique (ALTO, cf. 2.2) important peut intervenir entre la (sub)surface du sol et le toit du pergélisol,

- et que l'évolution climatique séculaire a généré un réchauffement de l'ordre de 1°C des valeurs moyennes actuelles de MAGST, comme en témoignent les profils de température relevés dans des forages (cf. 2.3 et fig. 2.5), et qu'elle induit un probable déséquilibre entre les conditions thermiques en surface et celles du (pergé)sol sous-jacent,

MAGST ne peut que difficilement être utilisé comme indicateur direct de la présence ou de l'absence de pergélisol. MAGST est cependant un paramètre important dictant l'évolution du pergélisol sous-jacent et l'intérêt essentiel réside dès lors et surtout dans l'observation des variations temporelles de MAGST.

### 3.3.5 Part des facteurs hivernaux et estivaux dans l'évolution de MAGST

En simplifiant, on peut considérer que le comportement dans le temps de MAGST est dicté par l'évolution de l'effet de deux ensembles de facteurs :

- les facteurs hivernaux, en particulier la date et le rythme de mise en place du manteau neigeux, qui

gèrent l'intensité du refroidissement hivernal du sol (fig. 3.26);

- les facteurs estivaux, notamment la combinaison de la date de disparition du manteau neigeux (fig. 3.27) et de la température de l'air durant la période sans neige.

Quelle est la part de ces facteurs dans les variations observées de MAGST ces dernières années ? Il apparaît évident (fig. 3.19-3.23) que la plupart des changements ont eu lieu durant l'hiver et que, par conséquent, les facteurs hivernaux ont été prépondérants. Mais dans quelle mesure ?

#### 3.3.5.1 Détermination des périodes avec et sans neige sur le site du Ritord

Les données enregistrées par le capteur Ri-L14 sont utilisées pour déterminer la part relative des facteurs hivernaux et estivaux dans les variations observées de MAGST sur le site du Ritord (17 UTL).

RiL-14 n'est pas situé sur un pergélisol (cf. fig. 6.17). Dès que la neige s'installe (SnD), Ri-L14 n'enregistre plus aucune variation importante de température (fig. 3.16 et 3.28), ce qui rend aisé la détermination de la date de mise en place du manteau neigeux hivernal. La date à laquelle la neige disparaît (SFD) est, pour sa part, chaque année presque identique à celle obtenue pour l'ensemble du site du Ritord (tabl. 3.2). Ainsi, à partir de la série de températures de RiL-14, il est possible d'extraire les températures du sol unique-ment pour la période durant laquelle la neige (hivernale) est absente et de postuler que cette période est représentative de l'ensemble du site du Ritord.

#### 3.3.5.2 Estimation de la part des facteurs estivaux et hivernaux sur le site du Ritord

En calculant MAGST chaque mois à partir d'une nouvelle série Ri-L14mod (série Ri-L14 dans laquelle toutes les valeurs de température durant la période «avec neige», selon figure 3.28 et tableau 3.2, ont systématiquement été portées à 0°C), on dispose désormais de valeurs de MAGST uniquement influencées par l'évolution des températures estivales durant la période «sans neige».

Si l'on considère les variations relatives de MAGST de 2000 à 2003 par rapport à la moyenne de cette période et que l'on compare celles observées sur l'en-
<figure><img src="image_41.png" /><figcaption>**Fig. 3.26** Indice de gel du sol (Ground Freezing Index = GFI) de 1998 à 2003. GFI est égal à la somme (en °C.jours) de toutes les températures négatives mesurées. GFI a été jusqu'à tripler au gré des années.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>**Fig. 3.27** Date moyenne de disparition du manteau neigeux (Snow Free Date = SFD) de 1998 à 2003. Il s'agit en fait de la date de fin de la période de zero curtain. Selon les sites, 18 à 43 jours ont séparé la date la plus précoce de la plus tardive.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_43.png" /><figcaption>**Fig. 3.28** Température du sol (moyenne journalière) à RiL-14 de septembre 1999 à septembre 2003. En grisé, les périodes estivales sans neige persistante.</figcaption></figure>

<table><caption>**Tabl. 3.2** Dates d'enneigement et de disparition de la neige sur le site du Ritord.</caption><thead><tr><th></th><th>Année</th><th>1999/00</th><th>2000/01</th><th>2001/02</th><th>2002/03</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">Ri-L14 :</td><td>Date d'enneigement (SnD)</td><td>4 nov.</td><td>3 oct.</td><td>8 nov.</td><td>24 sept.</td></tr><tr><td>Disparition de la neige (SFD)</td><td>9 juin</td><td>10 juil.</td><td>23 juin</td><td>11 juin</td></tr><tr><td rowspan="2">Ritord (moyenne) :</td><td>Disparition de la neige (SFD)</td><td>9 juin</td><td>7 juil.</td><td>22 juin</td><td>13 juin</td></tr><tr><td>Ground Freezing Index (GFI) (°C.jours)<sup>1</sup></td><td>-601.8</td><td>-279.2</td><td>-718.1</td><td>-255.4</td></tr><tr><td>Mille (2400 m.s.m) :</td><td>Température moyenne de l'air en décembre (°C)</td><td>-6.45</td><td>-3.45</td><td>-7.08</td><td>-3.60</td></tr></tbody></table>

semble du site du Ritord (MAGST<sub>Ritord</sub>) et celles de Ri-L14mod (MAGST<sub>Ri-L14mod</sub>), on constate que l'amplitude des variations durant les mois «sans neige» est plus élevée pour MAGST<sub>Ri-L14mod</sub> dans un rapport de 1 : 0.6 (fig. 3.29).

En multipliant les MAGST<sub>Ri-L14mod</sub> par 0.6, les variations relatives de MAGST<sub>Ritord</sub> sont reproduites de manière convenable : on obtient ainsi une estimation de la part de variations relatives de MAGST<sub>Ritord</sub> due aux facteurs estivaux (fig. 3.30). La part due aux facteurs hivernaux est celle des variations relatives de MAGST<sub>Ritord</sub> qui n'est pas expliquée par les facteurs estivaux.

On constate (fig. 3.30) qu'à l'exception de l'été 2003 (+ 0.7°C entre juin et août), la part des facteurs estivaux dans les variations de MAGST est demeurée négligeable (+/- 0.25°C). Les facteurs hivernaux ont quant à eux conduit aux importantes variations annuelles de MAGST qui se sont produites entre 2000 et 2003 (part de 1.4°C entre 2002 et 2003).

### 3.3.5.3 Quels facteurs hivernaux ?

Dans l'exercice qui vient d'être réalisé, il a été considéré qu'en automne, la date marquant la transition entre les périodes d'influence des facteurs estivaux et hivernaux était celle d'enneigement (SnD) au niveau du capteur Ri-L14. Or il s'avère que cette date est très bien corrélée avec l'indice de gel du sol (Ground Freezing Index =GFI) (r = -0.98) (comparer les valeurs annuelles dans le tabl. 3.2) : plus SnD a été précoce, plus le refroidissement du sol durant l'hiver qui a suivi a été faible. Cependant, GFI et SnD sont étonnamment également corrélés avec la température moyenne de l'air du mois de décembre (mesurée à 2400 m.s.m. à l'Alpage de Mille, r = 0.99, resp. -0.98) (comparer dans le tabl. 3.2) ou des mois de novembre-décembre (r = 0.93, resp. -0.97) !

Cette température de l'air est importante car elle conditionne celle de la surface d'un manteau neigeux encore peu épais (cf. 5.1, fig. 5.4) et influence dès lors l'intensité du flux (perte) de chaleur du sol vers la

<footnote n="1">¹ GFI = somme des °C.jours négatifs enregistrés dans le sol durant l'hiver (septembre-mai)</footnote>
<figure><img src="image_44.png" /></figure>

**Fig. 3.29** Evolution relative de MAGST<sub>Ritord</sub> (moyenne de 17 UTL sur le site du Ritord) et MAGST<sub>Ri-L14mod</sub> entre septembre 2000 et août 2003 par rapport à la moyenne de cette même période (=0); détermination du rapport entre l'amplitude des variations relatives (Δ) de MAGST<sub>Ritord</sub> et MAGST<sub>Ri-L14mod</sub> entre les mois «sans neige» (zones blanches), valeur moyenne du ratio indiquée par la ligne discontinue.

<figure><img src="image_45.png" /></figure>

**Fig. 3.30** Evolution relative de MAGST<sub>Ritord</sub> (moyenne de 17 UTL) et des facteurs hivernaux et estivaux entre septembre 2000 et août 2003 par rapport à la moyenne de cette même période (=0).

<figure><img src="image_46.png" /></figure>

<figure><img src="image_47.png" /></figure>

**Fig. 3.31** Relation entre date d'enneigement (estimée à Ri-L19), GFI (Ritord) et température moyenne de l'air en novembre-décembre (mesurée à l'Alpage de Mille, 2400 m.s.m.) entre 1997/98 et 2002/03.

neige. Par conséquent, non seulement les caractéristiques de mise en place du manteau neigeux durant la première partie de l'hiver (e.g. HAEBERLI 1985, VONDER MÜHLL et al. 1998) seraient prépondérantes sur GFI et MAGST, mais également la température de l'air durant cette période.

La figure 3.31, réalisée à partir des dates déterminées au capteur Ri-L19 (localisation, cf. fig. 3.25),

montre que les (surprenantes) relations observées entre SnD, température de l'air en novembre-décembre et GFI ne sont pas restreintes aux seules années 1999/00-2002/03, mais qu'elles étaient déjà valables durant les deux années précédentes. Ceci a pour conséquence qu'en raison de la dépendance qui a existé de 1997/98 à 2002/03 entre la précocité de l'enneigement en automne et la température de l'air durant les mois de novembre et décembre suivants (!), il n'est pas
possible de déterminer, sur la base des données à disposition, quelle est l'influence relative de la date d'enneigement définitif (SnD) et de la température de l'air durant la première partie de l'hiver sur le refroidissement hivernal (GFI) du sol. Cette intéressante question demandera à l'avenir approfondissement et confirmation.

### 3.3.6 BTS versus GST

Cette dernière section répond à une question d'ordre méthodologique posée précédemment (cf. 3.2.5): **dans quelle mesure BTS et GST sont-ils comparables ?** D'un point de vue conceptuel, BTS et GST mesurent le même paramètre : la température de la surface du sol. Dans la pratique, ce n'est pas vraiment le cas, et la similitude entre les valeurs BTS et celles obtenues par des UTL n'est pas immédiate.

Afin d'être protégés du rayonnement solaire, les capteurs sont enfouis à quelques (dizaines de) centimètres de profondeur, alors que la mesure BTS est réalisée à la surface même du sol. La rugosité de cette surface (constituée fréquemment de blocs de rochers), combinée à l'enfouissement des UTL, font que la différence verticale du point de mesure peut être supérieure à 1 m. La neige étant a priori plus froide que le sol, on s'attend à ce que les valeurs BTS soient en général les plus basses. Nous avons ainsi signalé en mars 1999 des différences pouvant atteindre 2°C entre les résultats d'une cartographie BTS et les températures relevées par des UTL sur le site du Grand-Aget/Rogneux, les mesures BTS étant les plus froides (DEVAUD 1999, DELALOYE & DEVAUD 1999).

Les données aujourd'hui à disposition à l'Alpage de Mille permettent d'étayer cette comparaison : 64 mesures BTS sont répétées chaque année aux mêmes emplacements, 15 UTL sont en fonction depuis 1998 et un «mât à neige» (cf. 3.3.2) depuis 1999. Parmi les

mesures BTS, 8 correspondent approximativement à l'emplacement d'un UTL et sont toutes réalisées sur une surface constituée uniquement de blocs grossiers (glaciers rocheux). Les valeurs BTS sont comparées aux températures relevées par les UTL le jour de la campagne de mesure.

Le tableau 3.3 présente les différences moyennes, minimales et maximales obtenues pour l'ensemble des 8 couples UTL-BTS, ainsi que le gradient thermique mesuré dans le manteau neigeux entre 66 cm de hauteur et la base de ce dernier à l'emplacement du «mât à neige» entre 1999 et 2003 (2001 n'a pas été retenue en raison du trop faible enneigement et d'une réduction à 5 seulement du nombre de couples UTL-BTS disponibles). Le gradient thermique dans la partie basse de la couche de neige diffère évidemment d'un endroit à l'autre en fonction de la température du sol et de la hauteur de neige : la valeur mesurée au «mât à neige» ne peut pas être généralisée à l'ensemble du site, mais peut être considérée comme indicatrice d'une tendance générale. On constate ainsi que GST et BTS montrent des différences de température pouvant atteindre 1.33°C en moyenne, et même 2°C pour des couples pris individuellement, mais que ces différences peuvent s'inverser : les BTS sont soit plus chaudes, soit plus froides que GST. **Les différences moyennes constatées entre BTS et GST semblent liées au gradient thermique du manteau neigeux (r² = 0.66), donc à la direction et à l'intensité du flux de chaleur entre la surface du sol et celle de la neige.**

Ces résultats, même s'ils doivent encore être complétés et confirmés en particulier par d'autres études de cas, démontrent une fois encore la prudence dont il convient de faire preuve lors de l'interprétation de mesures thermiques hivernales du sol. Ceci permet de répéter qu'une analyse qualitative de ce type de données est préférable à toute approche purement quantitative.

<table><caption>**Tabl. 3.3** Comparaison entre gradient thermique du manteau neigeux mesuré au «mât à neige» et différence de température du sol entre GST et BTS déterminée à 8 emplacements de l'Alpage de Mille (2250-2450 m.s.m.) sur surface constituée de blocs.</caption><thead><tr><th>Année<br>Date</th><th></th><th>1999<br>7 mars</th><th>2000<br>6 mars</th><th>2002<br>8 mars</th><th>2003<br>7 mars</th></tr></thead><tbody><tr><td>Gradient thermique (neige)*</td><td>(°C/m)</td><td>1.34</td><td>2.70</td><td>-1.83</td><td>1.67</td></tr><tr><td>Différence GST-BTS moyenne**</td><td>(°C)</td><td>0.63</td><td>0.51</td><td>-0.75</td><td>1.33</td></tr><tr><td>Différence GST-BTS maximale</td><td>(°C)</td><td>2.00</td><td>1.99</td><td>1.00</td><td>2.00</td></tr><tr><td>Différence GST-BTS minimale</td><td>(°C)</td><td>-0.99</td><td>-1.05</td><td>-1.77</td><td>-0.02</td></tr></tbody></table>

<footnote>* de la surface de la neige vers la surface du sol, calculé entre 66 et 0 cm de hauteur (excepté 1999, entre 50 et 0 cm)</footnote>

<footnote>** n = 8</footnote>
### 3.3.7 Synthèse

Le régime thermique annuel du sol se décompose en 5 phases principales, étroitement dépendantes des conditions d'enneigement. Il peut varier considérablement d'une année à l'autre en fonction de la manière dont se succèdent ces différentes phases. Pour cette raison en particulier, ni WEqT, ni MAGST ne peuvent être utilisées comme indices de la présence ou non de pergélisol sans qu'une analyse qualitative préalable du comportement thermique du sol n'ait été réalisée (3.3.2).

Par ailleurs, des températures estivales froides du sol ont révélé être le signe de la préservation possible de glace massive à faible profondeur (environ 1 m) (3.3.3).

Le suivi de GST durant plusieurs années a démontré une évolution régionale homogène de MAGST, mais à l'échelle d'un site, les différences peuvent être considérables (3.3.4). Les divergences spatiales de comportement thermique peuvent être autant dues à la variabilité interannuelle de la redistribution de la neige par le vent (ou les avalanches) qu'à la présence de processus d'échanges thermiques particuliers entre le sol et l'extérieur (neige, atmosphère).

Les variations importantes de MAGST constatées entre 2000 et 2003 ont été causées pour l'essentiel par les variations des facteurs de refroidissement hivernal du sol (3.3.5). Cependant, en raison de la relation étroite (étonnante) qui les unit depuis 1997/98 au moins, il n'est pas possible de déterminer quelle est l'influence de la date d'enneigement d'un terrain et de la température de l'air durant la première partie de l'hiver.

Les différents éléments présentés dans cette section 3.3 illustrent, comme pour la méthode BTS, que l'application d'un monitoring thermique du sol (GSTM) vise de préférence l'identification de processus et d'«anomalies» du comportement thermique du sol, plutôt que la prospection même du pergélisol.

## 3.4 TEMPÉRATURE DU SOL EN PROFONDEUR (FORAGE)

Pour clore le chapitre 3, les températures du sol enregistrées en profondeur dans l'éboulis des Lapires (cf. 8.3) sont brièvement commentées.

Un forage destructif a été réalisé en octobre 1998, à 2500 m.s.m. (fig. 3.32, gauche), dans le cadre des travaux de réfection d'une télécabine. Situé à 16.5 m du pylône P10 (cf. fig. 8.5), il a atteint 19.6 m de profondeur. Douze capteurs thermiques ont été installés à des intervalles de profondeur réguliers. Après une année de mesure, l'emplacement des capteurs a été modifié afin de cerner au mieux les variations d'épaisseur de la couche active. Les données sont saisies par un module d'enregistrement (MADD) situé à la surface, protégé du rayonnement solaire, des intempéries... et des chutes de pierres (fig. 3.32, bas) dans une double caisse en bois et en métal. La précision des mesures est estimée à 0.1°C. Les données révèlent la présence d'un pergélisol parfaitement tempéré (cf. 2.1 et fig. 2.1).

Simultanément, la température est enregistrée selon la même technique jusqu'à 6 m de profondeur dans un tube placé au contact des fondations du pylône P10, sur son côté amont. L'excavation réalisée en juin 1998 pour l'installation du pylône y avait révélé la présence d'un éboulis gelé, plus ou moins saturé en glace (LAMBIEL 1999).

Il est intéressant de noter que le comportement thermique du sol dans les fondations du pylône P10 diffère de celui qui est enregistré dans le forage (fig. 3.33) : à profondeur égale, les variations de températures au cours d'un cycle annuel sont beaucoup plus importantes dans les fondations du pylône. Si une partie de ce transfert accéléré de chaleur peut être attribué à la conduction thermique du pylône, une part non négligeable est également due à la répartition de la neige autour du pylône (DELALOYE et al. 2001). En effet, en début d'hiver, l'accélération du vent au franchissement de l'obstacle que représente le pylône empêche l'accumulation de neige dans une auréole de 2 m environ autour de celui-ci. Cette auréole n'est comblée qu'en cas d'avalanche. L'action du vent permet ici un refroidissement du sol souvent extrême durant la première partie de l'hiver (p. ex. -4.4°C à 6 m de profondeur en décembre 1999). En été, l'effet du vent se combine au rayonnement thermique du pylône. La fonte de la neige est accélérée autour de celui-ci (fig. 3.32 centre). Ainsi, en 2000 (fig. 3.32 droite, 3.33), on note la disparition de la neige 45 jours plus tôt au pied du pylône qu'à l'emplacement du forage.

La comparaison de profils verticaux de la température moyenne annuelle (MAGT) (fig. 3.34) tend à indiquer que le terrain est plus froid au pied du pylône qu'à l'emplacement du forage. Ceci pourrait laisser présager la (re)formation prochaine de pergélisol dans
<figure><img src="image_48.png" /></figure>

**Fig. 3.32** Pylône P10 (Lapires, 2500 m.s.m.). A gauche : réalisation du forage en octobre 1998 (photo : E. REYNARD) à 16.5 m à l'W de P10. Au centre : épaisseur de neige restreinte autour de P10 (19 juin 2001). A droite : fonte accélérée de la neige autour de P10 (23 juin 2000). En bas : incident survenu en août 1999 ! Le module d'enregistrement des données se trouve sous le bloc, dans une caisse métallique qui a heureusement supporté le choc.

<figure><img src="image_49.png" /></figure>

**Fig. 3.33** Evolution de la température à différentes profondeurs dans le forage et les fondations du pylône P10 aux Lapires. Remarquer les différences de comportement thermiques hivernales entre les deux sites, ainsi que la précocité (surtout en 2000) de la disparition de la neige (fin de la phase de zero curtain) au pylône P10 par rapport à l'emplacement du forage.
<figure><img src="image_50.png" /><figcaption>Fig. 3.34 Profils thermiques annuels moyens dans le forage et les fondations du pylône P10 aux Lapires.</figcaption></figure>

les fondations du pylône. Finalement, en raison de la similitude de l'effet du vent sur la répartition de la neige, il est possible d'envisager que le régime thermique du sol observé à la base du pylône s'apparente,

à l'état naturel, à celui qui est en vigueur à proximité de gros blocs de rocher émergeant de la surface de la neige.

*****
# 4. RÉSISTIVITÉ ÉLECTRIQUE

Ce chapitre a pour objectif, mise à part une brève présentation des techniques utilisées, de mettre en évidence, sur la base des données acquises durant ma recherche, certaines limites et forces de l'interprétation des mesures de résistivité électrique du sol en milieu périglaciaire. En complément d'une analyse simplement quantitative des résultats obtenus, nous verrons qu'une approche qualitative (l'aspect de la courbe d'un sondage vertical par exemple) renseigne de manière prépondérante sur la nature du terrain prospecté. Après une partie introductive (4.1), les techniques du sondage vertical (4.2), du traîné (4.3) et de la pseudo-section - ou tomographie - (4.4) sont abordées. Pour rappel, sur l'ensemble des sites traités dans ce travail, plus de 120 sondages, 10 cartographies par traîné (environ 1500 mesures) et 25 pseudo-sections ont été réalisés. Les discussions de deux questions relatives à la variabilité dans le temps de la résistivité électrique du sol (4.5) et à la confrontation de mesures BTS avec celles de géoélectrique (4.6) terminent le chapitre.

## 4.1 GÉNÉRALITÉS

Des procédés de mesure (et de calcul) de la résistivité électrique du sol (4.1.1) sont utilisés (4.1.2) pour estimer les propriétés physiques, ainsi que la répartition verticale et latérale de différentes couches pouvant composer le sous-sol (e.g. MILSOM 1996, PARASNIS 1997, et plus particulièrement dans le domaine du pergélisol : VONDER MÜHLL 1993, HAEBERLI & VONDER MÜHLL 1996, HAUCK 2001). Cette résistivité est notamment fonction de paramètres tels que la nature du matériel, le contenu en eau, la porosité et, ce qui est fondamental dans notre cas, la teneur en glace, le type de glace et la température (4.1.3). La glace étant a

priori un matériel très résistant au courant électrique, la géoélectrique s'avère être une méthode adaptée à la prospection en milieu périglaciaire. Elle a ainsi été fréquemment appliquée depuis les années 1970.

Il est en général très facile de réaliser des mesures de résistivité électrique et d'obtenir des résultats apparemment cohérents. Leur interprétation est par contre beaucoup plus difficile, parfois hasardeuse, si elle n'est pas confrontée avec les données fournies par d'autres méthodes géophysiques, classiquement la sismique-réfraction, ou mieux encore, avec la stratigraphie et les propriétés géophysiques du sol relevées dans un forage. En l'absence de telles données, je n'ai pas effectué ce type de confrontation. Cependant :

- l'accompagnement de la plupart des mesures géoélectriques par des mesures thermiques de surface,

- l'attention particulière portée envers les particularités géomorphologiques du lieu prospecté,

- et les fréquentes similitudes constatées dans les résultats du grand nombre de mesures réalisées

permettent une interprétation souvent poussée et, semble-t-il, fiable des données géoélectriques. D'inévitables interrogations demeurent néanmoins pendantes.

### 4.1.1 Principe

#### 4.1.1.1 Champ électrique

Lorsqu'un courant électrique d'intensité I [mA] quelconque est généré entre deux électrodes (A et B, dites électrodes de courant) placées sur le sol, le terrain, dont la surface est théoriquement plane, forme un «demi-espace» conducteur du courant électrique (le
second demi-espace, l'air, peut être considéré comme infiniment résistant). Il se crée un champ électrique d'allure semi-sphérique qui est affecté par des couches d'autant plus profondes que la distance séparant les deux électrodes augmente. **La profondeur d'investigation est approximativement de AB/4** (MILSOM 1996), **valeur qui décroît néanmoins sensiblement dans les terrains très résistants, une situation fréquente dans les zones de pergélisol.**

#### 4.1.1.2 Résistivité apparente et spécifique

Le principe consiste à mesurer la différence de potentiel $\Delta V$ [volts] entre deux autres électrodes (M et N, électrodes de potentiel). La résistance électrique $R$ [Ω] obtenue ($R = \Delta V/I$), multipliée par un coefficient $k$ défini par la disposition géométrique des électrodes, donne pa [Ωm] ($1 M\Omega m = 1'000 k\Omega m = 1'000'000 \Omega m$), la résistivité apparente du sol, dépendante de toute l'épaisseur de terrain traversé par le courant électrique. Ce terrain peut être composé de plusieurs couches (ou zones) dont les résistivités spécifiques p diffèrent.

#### 4.1.1.3 Modèle d'inversion

Dans les techniques du sondage (cf. 4.2.1.2) et de la pseudo-section (cf. 4.4.2), les valeurs de résistivité apparente mesurées sont par la suite «inversées»; en d'autres termes, on cherche à estimer un modèle du sous-sol prospecté dans lequel la disposition, l'épaisseur (ou la géométrie) et la résistivité spécifique des différentes couches (ou zones) qui le composent aurait pu permettre l'acquisition des données mesurées.

#### 4.1.1.4 Configurations du dispositif d'électrodes

Trois types de disposition des électrodes sont appliqués selon la technique utilisée; dans chaque cas A, M, N et B se suivent dans cet ordre sur une même ligne :

- configuration de Wenner : les distances AM, MN et NB sont égales et valent $a$; $k = 2\pi a$;

- configuration symétrique de Schlumberger : les distances AM et NB sont égales et multiples de MN; $k = \pi AM \cdot AN/MN$;

- configuration dissymétrique de Hummel : A ou B est remplacée lors de la mesure par une électrode fixe C placée perpendiculairement au dispositif AMNB à une distance «infinie», c'est-à-dire aussi grande que possible et au moins égale à AB; $k = 2\pi AM \cdot AN/MN$.

### 4.1.2 Matériel et questions pratiques

#### 4.1.2.1 Résistimètre pour sondages et traînés

Pour la réalisation des sondages et des traînés, le résistimètre utilisé est un OYO McOhm (modèle 2115), relativement léger (7.5 kg) et peu encombrant (21x28x20 cm). La tension d'opération est de 12 V, alors que l'intervalle de mesure de potentiel est de 0.6 à ~6'000 mV. La polarisation spontanée (la tension «naturelle» qui existe entre deux points) est automatiquement annulée lors de chaque mesure de résistivité.

Seule une faible intensité de courant (entre 1 et 5 mA) est possible dans les terrains prospectés, car la résistance de contact élevée entre les électrodes et le terrain rocailleux empêche l'utilisation d'un courant plus puissant. Ces conditions permettent d'opérer durant environ un jour et demi avec la batterie interne de l'appareil. Au-delà, l'addition d'une batterie d'appoint (malheureusement de plus de 10 kg) rend possible une autonomie de travail de plus d'une semaine sans qu'aucune recharge ne soit nécessaire.

Les messages d'erreur indiqués par le résistimètre diffèrent selon que le problème provient d'une résistance au courant trop forte (notamment en raison d'un mauvais contact entre les électrodes de courant et le sol) ou d'un potentiel trop élevé (> ~6'000 mV). Dans ce second cas, une valeur minimale de potentiel est tout de même connue. On peut tenter de résoudre le problème en diminuant soit l'intensité du courant (si c'est encore possible), soit l'écartement des électrodes de potentiel M et N.

#### 4.1.2.2 Résistimètres pour profils tomographiques

A l'exception des profils de tomographie de la couche active au Creux du Van (cf. 4.4) réalisés avec le même appareil que pour les sondages et les traînés, les autres profils ont été effectués soit à l'aide d'un *Campus Geopulse Imager Resistivity System* par J. RUSSILL (Univ. Cardiff), soit à l'aide d'un *Sting/Swift Imaging System (Advanced Geosciences Inc.)* par L. MARESCOT, L. BARON et R. MONNET (Univ. Lausanne).

#### 4.1.2.3 Electrodes

Les électrodes sont habituellement des tiges métalliques. Toutefois, comme il est souvent difficile d'obtenir un contact suffisant entre les électrodes et le terrain, celles-ci sont le plus souvent remplacées par
des éponges plus ou moins copieusement arrosées d'eau salée. En dépit de cette technique, il est parfois nécessaire de doubler, voire de tripler les électrodes pour permettre le «passage» du courant électrique au travers de la surface «aérée» de certains glaciers rocheux. Malgré cela, l'acquisition de données sur certains terrains très grossiers ne s'avère possible que lorsque ceux-ci sont humides. Ainsi, deux tentatives (pseudo-section en août 2000, sondage vertical en juin 2003) ont échoué sur le glacier rocheux des Savolaires à l'Alpage de Mille, apparemment en raison d'un sol trop sec. La campagne fructueuse de septembre 1995 (DELALOYE & MORAND 1997, 1998) avait, pour sa part, été précédée d'une période de pluie.

Sur l'éboulis du Creux du Van, des électrodes fixes (des sardines de tente !) ont été placées dans le sol organique qui recouvre l'amas de blocs. En décembre 2001 et janvier 2002, le gel intense du terrain a provoqué une telle élévation de la résistance de contact entre les électrodes et le sol que les mesures n'ont alors pu être réalisées qu'après avoir systématiquement arrosé toutes les électrodes avec de l'eau chaude !

### 4.1.3 Résistivité des corps gelés

La résistivité d'un pergélisol est notamment fonction de la teneur en glace du matériel, de l'origine de cette glace (cf. 2.5), mais aussi de la température (HOEKSTRA & MCNEILL 1973, HAUCK 2001, HAUCK & VONDER MÜHLL 2003, DELALOYE et al. 2003c) (cf. 4.5) et, dépendant directement de cette dernière, de la portion d'eau non gelée contenue dans le sol (HAUCK 2001). De ce fait, il n'est pas possible d'établir une relation directe entre les résultats de la géoélectrique et la nature d'un pergélisol étant donné que plusieurs paramètres influencent la résistivité électrique d'un matériel. D'une manière générale, on considère cependant que cette résistivité est en grande partie dépendante de la teneur en glace du pergélisol.

#### 4.1.3.1 Types de résistivité spécifique

HAEBERLI & VONDER MÜHLL (1996), qui synthétisent la littérature existante, différencient trois grandes de résistivité électrique pour les mélanges de (matériaux) roche et de glace (ice/rock mixtures) présents dans les glaciers rocheux :

- Si, dans de rares cas, une résistivité extrême (>10 MΩm), qui n'est connue que pour des glaciers de montagne tempérés (ou proches de cet état), est détec tée à la surface d'un pergélisol, elle est le signe de la présence probable de glace d'origine sédimentaire.

- Plus fréquemment, une résistivité élevée (environ 1-2 MΩm) caractérise les corps de glace massive d'un glaci er rocheux. Cette glace, qui a le plus souvent pour origine un processus de congélation à proximité de la surface (p. ex. glace de ségrégation, enfouissement de cônes d'avalanches ou de plaques de glace, cf. 2.5), pourrait également provenir de la zone d'accumulation froide d'un glacier (le cas du complexe glacier-glacier rocheux de Gruben est cité comme exemple).

- Des résistivités comprises entre 5 et 500 kΩm sont le plus souvent signalées pour des corps gelés comprenant de la glace de congélation formée en profondeur. La résistivité de la glace elle-même peut ne pas dépasser 20 kΩm (VONDER MÜHLL 1993).

Par ailleurs, les mesures traitées dans le cadre de cette recherche révèlent souvent des résistivités d'environ 3-5 MΩm là où subsistent (ou semblent subsister) des lambeaux de petits glaciers (glacierets) enfouis plus ou moins profondément dans le sol (cf. fig. 4.2-4.3). L'introduction de la notion de résistivité très élevée, intermédiaire entre valeurs élevées et extrêmes, s'impose. Il apparaît également nécessaire de distinguer des résistivités peu élevées (de l'ordre de 100-500 kΩm), fréquentes dans les glaciers rocheux, de résistivités faibles (20-50 kΩm) qui paraissent caractéristiques d'un pergélisol (semi-)tempéré, indépendamment de sa teneur en glace. Des résistivités très faibles, aussi basses que 0.6 kΩm, pourraient encore indiquer la présence d'un terrain gelé lorsque celui-ci est très humide : cette valeur a été relevée par RUSSILL (2000), à 2700 m.s.m., dans les marnes du versant N de l'Arête de l'Arpille, au-dessus du Col du Sanetsch (VS). Le tableau 4.1 résume le propos.

#### 4.1.3.2 Interprétation d'une résistivité faible

L'interprétation de la résistivité d'un corps sédimentaire (ρ) repose également sur le rapport avec la résistivité des matériaux rocheux (ρ<sub>r</sub>) qui le constitue. En général, je considère arbitrairement qu'un rapport ρ : ρ<sub>r</sub> égal à 2 : 1 est le signe de la présence possible de glace dans le sol, et qu'un rapport minimal de 4 : 1 est nécessaire pour conclure à son existence probable. Dans les sites prospectés, la roche en place et les sédiments non gelés (éboulis, moraines) ont habituellement des résistivités de l'ordre de 1 à 5 kΩm. Cependant, les corneules du Vallon de Réchy (DELALOYE et al. 2003b), les calcaires massifs urgiiens karstifiés des Diablerets (RUSSILL 2000) et le granite intrusif du Posets (LUGON et al. in prep.) atteignent par exemple des résistivités beaucoup plus élevées qui peuvent dépasser 20, voire 50 kΩm. A l'inverse, la résistivité d'un
<table><caption>Tabl. 4.1 Qualification de la résistivité spécifique d'un mélange de glace (0-100%) et de sédiments et typicité.</caption><thead><tr><th>Qualification de la résistivité spécifique</th><th>Ordre de grandeur de la résistivité spécifique (kΩm)</th><th>Typicité du mélange glace/sédiments (ice/rock mixture)</th></tr></thead><tbody><tr><td>Extrême</td><td>&gt; 10'000</td><td>Glace de zone d'accumulation glaciaire tempérée</td></tr><tr><td>Très élevée</td><td>3'000-5'000</td><td rowspan="2">Corps de glace massive : lambeaux de petits glaciers (glacierets), cônes d'avalanches ou plaques de glace enfouis, glace de ségrégation (?), glace de zone d'accumulation glaciaire froide</td></tr><tr><td>Elevée</td><td>1'000-2'000</td></tr><tr><td>Peu élevée</td><td>100-500</td><td rowspan="3">Sédiments gelés<br>(<table><tbody><tr><td>température</td><td>et/ou</td><td>glace</td><td>et/ou</td><td>eau non gelée</td></tr><tr><td>+</td><td>-</td><td>+</td><td>-</td><td></td></tr></tbody></table>)</td></tr><tr><td>Faible</td><td>20-50</td></tr><tr><td>Très faible</td><td>&lt;10</td></tr></tbody></table>

terrain composé de marnes est nettement plus faible (< 0.1 kΩm). L'interprétation d'une valeur inférieure à 100 kΩm dépend ainsi étroitement du terrain dans lequel elle a été obtenue.

## 4.2 SONDAGES ÉLECTRIQUES VERTICAUX

Depuis les travaux précurseurs de FISCH et al. (1977), les études utilisant les sondages verticaux pour la prospection du pergélisol en milieu périglaciaire alpin ont été nombreuses. Parmi les plus récentes, on peut signaler par exemple, la liste n'étant de loin pas exhaustive, KING et al. (1992), VONDER MÜHLL (1993), EVIN et al. (1997), GARDAZ (1997), KNEISEL (1998, 1999), REYNARD et al. (1999), IMHOF et al. (2000), LUGON et al. (2000). Les détails de l'application de la méthode sont tout d'abord présentés (4.2.1) avant qu'une large part soit consacrée aux subtilités de l'interprétation des sondages verticaux réalisés (4.2.2-6).

### 4.2.1 Application

#### 4.2.1.1 Principe

On l'a dit précédemment, plus la distance entre les deux électrodes de courant est grande, plus le champ électrique créé dans le sol (grosso modo une demi-sphère) et par conséquent la résistivité mesurée sont affectés par des couches profondes. L'écartement granduel des électrodes de part et d'autre d'un point central fixe (O) permet de retracer un profil vertical de la variation de la résistivité apparente du sol avec la profondeur. La superposition de couches d'épaisseur et de résistivité spécifiques est déterminée ensuite par inversion (dit aussi interprétation d'un sondage).

#### 4.2.1.2 Interprétation d'un sondage

Les inversions ont été réalisées avec le programme SCHLUMY (Aquaphys, Genève), procédure semi-automatique dans laquelle l'utilisateur choisit lui-même le nombre, l'épaisseur et la résistivité spécifique des couches composant le sous-sol. En accord avec VONDER MÜHLL (1993) et GARDAZ (1997), un modèle stratigraphique comprenant trois, quatre, exceptionnellement cinq couches plausibles en regard de la situation géomorphologique est recherché. En présence d'un pergélisol, on peut typiquement s'attendre à déceler :

- une couche active éventuellement constituée de deux sous-couches (les gros blocs de surface, puis au-dessous, un niveau comprenant des matériaux plus fins),

- un niveau de résistivité (très) élevée correspondant à la partie supérieure plus froide du pergélisol et/ou qui peut contenir de la glace massive de quelque origine que ce soit,

- un niveau de résistivité moins élevée correspondant à la partie inférieure du pergélisol dont la température est proche de 0°C et la teneur en glace est plus faible (niveaux à blocs),

- et finalement, au-dessous, le terrain non gelé.

Les limites de la méthode reposent avant tout sur les dimensions restreintes et l'hétérogénéité des corps sédimentaires analysés (le choix de l'emplacement des sondages se révèle donc hautement stratégique). Ne pas y prendre garde peut conduire à des interprétations erronées. Au contraire, la mise en évidence d'«anomalies» dans les résultats d'un sondage
peut fournir des renseignements de toute première valeur. Un certain nombre de cas sont présentés et discutés dans les sections 4.2.2 à 4.2.6.

En dépit de toutes les précautions possibles, des contraintes d'interprétation inévitables subsistent, notamment le principe d'équivalence qui veut que des variations inversement proportionnelles de l'épaisseur et de la résistivité d'une couche intermédiaire s'annulent. Elles rendent approximative la stratigraphie déterminée sur la base d'un sondage électrique vertical, car de nombreux modèles sont toujours applicables. En vertu de ce principe d'équivalence, les épaisseurs et résistivités spécifiques de couches indiquées dans ce travail sont systématiquement des valeurs moyennes (et réalistes).

### 4.2.1.3 Mise en œuvre

Les sondages verticaux sont adéquats pour une première approche d'un terrain. Ils permettent de caractériser la stratification du sous-sol, de déterminer les différents types de corps résistants qui s'y trouvent et d'estimer leur géométrie. Le nombre et l'emplacement des sondages à réaliser dépendent de la dimension du site et de ses caractéristiques (homogénéité ou hétérogénéité) géomorphologiques. Il est vivement conseillé, lorsque cela paraît possible, d'effectuer également un ou plusieurs sondages «paramétriques» sur la roche en place, afin d'estimer la résistivité locale de cette dernière.

De 2 à 18 sondages ont été réalisés sur chaque site prospecté par cette méthode (cf. *tabl. 1.1-1.5*), le plus souvent en utilisant la configuration dissymétrique de Hummel qui permet de différencier la part de chacun des deux bras du sondage dans les résistivités mesurées. Dans quelques cas, seule la configuration symétrique de Schlumberger a été appliquée. La direction choisie pour un sondage est généralement celle où la constitution du terrain semble demeurer la plus homogène en s'éloignant du centre du sondage sur la distance la plus longue possible. Très souvent, il s'est agit d'une direction amont-aval.

Le dispositif dissymétrique est donc indispensable car il est rare de trouver, en montagne, des terrains homogènes d'une dimension suffisante (environ 200 m sont nécessaires à la réalisation d'un sondage). Il est ainsi fréquent de constater de fortes différences, parfois même des comportements opposés, entre les deux branches du sondage. Dans de tels cas, l'interprétation du simple sondage AB perd toute signification et il est

nécessaire de procéder à l'interprétation des deux bras OA et OB séparément.

L'utilisation des configurations de Hummel ou de Schlumberger ne nécessite d'écarter M et N par rapport au centre O qu'à deux ou trois reprises lors de la réalisation d'un sondage. Un segment correspond à l'ensemble des mesures réalisées avec un écartement MN donné. Un décalage peut survenir entre deux segments. Deux mesures effectuées avec un premier écartement MN sont systématiquement répétées avec le nouvel écartement afin de déterminer l'importance du décalage. Conformément aux recommandations de VONDER MÜHLL (1993), les segments sont ensuite corrigés pour être ajustés (translation logarithmique) sur le deuxième segment d'un sondage qui, lui, demeure fixe. Les valeurs corrigées sont utilisées pour l'inversion. Les résultats d'un sondage vertical sont conventionnellement reportés sur un graphique bi-logarithmique (distance O-A versus résistivité) (p. ex. fig. 4.1). Les valeurs pa mesurées puis ajustées (dite courbe mesurée) sont représentées par des symboles. S'y adjoint une courbe calculée (ligne) correspondant aux valeurs pa déterminées par inversion à partir du modèle stratigraphique proposé en marge.

L'interprétation d'un sondage vertical repose sur l'hypothèse d'un terrain parfaitement homogène constitué de couches distinctes parallèles à la surface. Ces conditions ne sont cependant de loin jamais remplies. Comment dès lors évaluer un sondage ? Plusieurs exemples sont proposés ci-après (4.2.2-4.2.6). Ils illustrent les limites et les forces d'une interprétation qualitative des sondages verticaux.

### 4.2.2 Effet de sur-pente initiale (*oversteepening effect*)

Un problème fréquemment rencontré est l'effet de sur-pente (*oversteepening effect*) que peut connaître la partie initiale d'un sondage : l'accroissement des valeurs de résistivité apparente, lorsque la distance entre les deux électrodes de courant augmente, est tellement prononcé qu'il n'est pas possible de simuler les valeurs mesurées à l'aide d'un modèle constitué de simples couches parallèles. EVIN & FABRE (1990) et KING et al. (1992) ont attribué cet effet à la forme lenticulaire de corps très résistants composés presque exclusivement de glace.

Dans ce travail, des sondages ont été effectués sur des glaciers couverts, sur de la glace morte (glace de glacier abandonnée) ou sur des plaques de glace ayant
<figure><img src="image_51.png" /><figcaption>**Fig. 4.1** Effet de sur-pente initiale dans le cas de sondages verticaux où la présence de glace massive (pure) a été attestée par une observation visuelle directe : à gauche, sur (restes de) glaciers couverts; à droite, sur plaques de glace massive parfois affleurante, dans la partie supérieure de petits glaciers rocheux (REYNARD et al. 1999).</figcaption></figure>

comme origine le regel d'eaux de fonte à la base d'un
névé (cf. 2.5). Dans tous ces cas, de la glace massive,
qui est électriquement très, voire extrêmement résis-
tante, repose immédiatement sous une fine (< 1 m) cou-
verture de débris non gelés. Les mesures ont montré
qu'un effet de sur-pente est commun dans ce genre de
situation (fig. 4.1), indépendamment de la forme de la
couche résistante. La sur-pente n'est cependant pas
toujours très marquée. Quant à l'extension spatiale
limitée (forme lenticulaire) d'un niveau très résistant,
elle affecte plutôt l'extrémité d'un sondage (e.g. MOS-
CKI & KEDZIA 2001) et se reconnaît lorsque les résis-
tivités chutent de manière brutale (c'est le cas de

la plupart des sondages présentés aux figures 4.1 et
4.2).

La présence de glace n’est pas attestée par des
observations visuelles dans le cas des sondages illus-
trés à la figure 4.2. Cependant, la similitude avec
les courbes des sondages de la figure 4.1 et la pré-
sence d’un effet de sur-pente initiale permettent d’in-
terpréter ici aussi la couche très résistante comme un
niveau de glace massive situé à faible profondeur (1
à 2 m). Notons toutefois qu’en cas de sur-pente ini-
tiale, l’épaisseur de la couche superficielle est difficile
à estimer convenablement.
<figure><img src="image_52.png" /><figcaption>**Fig. 4.2** Effet de sur-pente initiale dans le cas de sondages verticaux où la présence de glace n'a pas été directement observée : à gauche, sur des glaciers rocheux liés dans leur partie supérieure, pour LP et Po, à l'extension historique d'un glacier (LUGON et al., in prep.) ou, pour MG, à une plaque de glace (REYNARD et al. 1999); à droite, sondages effectués dans trois moraines de poussée latérales différentes (pour Lo, MÉTRAILLER, in prep.).</figcaption></figure>

### 4.2.3 Masquage total par un niveau résistant

Plus une couche est résistante au courant électri-
que, plus sa capacité à masquer la présence d'épais
niveaux plus conducteurs situés directement au-des-
sous d'elle s'accroît. Ainsi, lorsque la résistivité du
niveau supérieur d'un pergélisol est élevée à extrême
(comme dans tous les cas présentés aux figures 4.1
et 4.2), il est généralement impossible de déterminer
précisément la nature du terrain situé immédiatement
au-dessous de cette couche. D'épais niveaux peu-

vent être complètement masqués. En effet, comme
le montrent les deux modèles proposés pour la branche
amont (Ri-S17-up) du sondage illustré à la figure 4.3,
il est possible d'intercaler entre la deuxième couche,
de résistivité élevée (800-1000 kΩm), et la troisième,
peu résistante (4 kΩm = résistivité de la roche en
place) (variante A), une couche pouvant atteindre jus-
qu'à 25 m d'épaisseur et 250 kΩm de résistivité spéci-
fique (variante B) sans que la courbe pa calculée n'en
soit significativement modifiée. Quelle variante est la
plus proche de la réalité ? Le plus souvent, il n'est pas
possible de se prononcer.
<figure><img src="image_53.png" /><figcaption>**Fig. 4.3** Sondage vertical dissymétrique Ri-S17 sur le glacier rocheux du Six Noir (localisation, fig. 6.11).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_54.png" /></figure>

<figure><img src="image_55.png" /></figure>

<figure><img src="image_56.png" /></figure>

Ce n’est pas le cas de Ri-S17. En effet, la configuration dissymétrique du sondage révèle que la branche aval du sondage (Ri-S17-down) diverge de la branche amont après quelques mètres d’écartement O-A (fig. 4.3). Le modèle d’inversion indique alors que la couche de résistivité élevée est remplacée par une couche d’épaisseur comparable (10 m), mais de résistivité peu élevée à faible (70 kΩm). Ce sondage Ri-S17, qui provient de la digitation N du glacier rocheux du Six Noir (localisation, cf. fig. 6.11), glaucier rocheux partiellement recouvert par un glacier durant le Petit Age Glaciaire (PAG), est dès lors interprété comme suit : sous une couche active de 2 m d’épaisseur environ (il n’y a pas d’effet de sur-pente), le niveau très résistant détecté dans la branche amont du sondage, dont on ne peut exclure l’origine glaciaire, se biseaute et disparaît au maximum 10 m à l’aval du centre du sondage; ce niveau chevauche une couche relativement épaisse (10-20 m) de terrain gelé dont la température doit être proche de 0°C et dans laquelle la présence de glace massive est peu probable. La variante B est ainsi privilégiée pour l’interprétation de la branche amont du sondage.

### 4.2.4 Masquage partiel de la partie profonde d'un pergélisol

Si la résistivité ou l'épaisseur de la couche gelée supérieure n'est pas trop importante, la partie profonde

du pergélisol, moins résistante, peut alors être détectée par un sondage vertical. On parlera de masquage partiel, car la mise en évidence de la couche gelée inférieure n'est pas toujours évidente.

Le cas proposé est celui du sondage La-S02, effectué dans le sens de la pente 20 m à l'E du pylône P10 (du côté opposé au forage, cf. 3.4), dans l'éboulis des Lapires. Deux mois plus tôt, en juin 1998, l'excavation de 7 à 8 m de profondeur réalisée en vue de l'implantation du pylône avait révélé qu'au-dessous de 2 à 3 m, l'éboulis était gelé et saturé en glace (les interstices étaient entièrement remplis de glace) (LAMBIEL 1999). Le forage, sis à 16.5 m du pylône, indique que l'éboulis est gelé au moins jusqu'à 20 m de profondeur, que la température est sur toute l'épaisseur égale à 0°C (cf. fig. 2.1) et qu'en août, la couche active avoisine 3.5 m. Les conditions révélées par l'excavation et le forage peuvent néanmoins être légèrement différentes de celles de l'emplacement de La-S02.

Les deux bras du sondage ayant fourni des résultats similaires, les valeurs issues de la configuration symétrique sont retenues. La courbe des pa mesurées laisse d'emblée songer à un modèle de terrain comprenant trois couches (fig. 4.4). Or, il s'avère qu'une reproduction parfaite des valeurs mesurées par un tel modèle n'est pas possible. L'inversion réalisée sur la base d'un modèle à 4 couches donne par contre de meilleurs
<figure><img src="image_57.png" /><figcaption>**Fig. 4.4** Sondage électrique vertical symétrique La-S02 (2500 m.s.m., orientation NE, localisation, cf. fig. 8.5) : une simulation à l'aide d'un modèle à 4 couches (au lieu de 3) permet d'ajuster au mieux les valeurs calculées sur celles mesurées.</figcaption></figure>

résultats. Ainsi, il est proposé d'interpréter La-S02 comme suit :

- une couche active de 3 m environ (que le modèle d'inversion sous-estime);

- puis au-dessous un premier niveau gelé de résistivité faible à peu élevée (30-60 kΩm), épais de 2-4 mètres et probablement saturé en glace;

- suivi d'un second niveau gelé atteignant au moins 20 m de profondeur; sa très faible résistivité (10 kΩm) n'étant pas due à une température plus élevée, elle reflète soit une teneur en glace plus faible (sous-saturation), soit une portion d'eau non gelée plus importante;

- finalement, le terrain non gelé (sédiments ou roche en place) dont la résistivité est de 2-3 kΩm.

On retiendra de cet exemple que la partie profonde d'un pergélisol peut dans certains cas n'être que partiellement masquée par un niveau gelé susjacent de plus forte résistivité (ce qui est en fait souvent le cas). Sa présence peut parfois être révélée par la prise en compte de petits détails d'ajustement de la courbe de pa calculée sur les valeurs mesurées. On constate pour terminer que l'épaisseur totale du (des) niveau(x) résistant(s) s'accroît considérablement dans la variante d'un modèle comprenant 4 couches. Elle correspond alors aux informations fournies par le forage. Ceci montre que l'épaisseur totale d'un pergélisol peut être largement sous-estimée par un modèle à 3 couches.

### 4.2.5 Masquage (partiel) d'un pergélisol par la résistivité élevée de la couche de surface (glaciers rocheux inactifs et fossiles)

Le masquage total ou partiel d'un corps gelé peut également être dû à la résistivité importante (> 100 kΩm) de la couche superficielle lorsque celle-ci est uniquement composée de blocs. Cette situation est typique des glaciers rocheux inactifs et (apparemment) fossiles (DELALOYE & MORAND 1998, GARDAZ 1999, LAMBIEL 1999). Le cas proposé comme exemple (Ri-S02, fig. 4.5) provient du petit glacier rocheux inactif du Plan des Tchottons (2670 m.s.m., W, cf. fig. 6.10), en marge du site du Ritord.

Les pa mesurées reflètent à première vue un modèle de terrain à deux couches. Toutefois, la décroissance relativement lente des valeurs au-delà d'une distance O-A de 8 m (effet de sous-pente) fait que seul un modèle comprenant trois couches, avec un niveau intermédiaire relativement épais (10 m) et résistant (30 kΩm), est applicable. Il révèle ainsi, sous un manteau de blocs épais de 3-4 m et de résistivité dépassant 100 kΩm, la présence d'un corps gelé dont on peut supposer, au vu de sa faible résistivité, que la température est proche de 0°C.

Le problème de masquage causé par la résistivité élevée de la couche de surface peut rendre difficile la détection par la géoélectrique de corps gelés préservés dans certains glaciers rocheux inactifs ou apparemment fossiles.
<figure><img src="image_58.png" /><figcaption>Fig. 4.5 Branche aval du sondage Ri-S02 sur le glacier rocheux inactif du Plan des Tchottons (Ritord).</figcaption></figure>

### 4.2.6 Hétérogénéité longitudinale du terrain

Le dernier point abordé est celui de la mise en évidence d'une hétérogénéité longitudinale de la composition du terrain le long d'une branche d'un sondage vertical. Plusieurs situations sont décrites.

#### 4.2.6.1 Comportement opposé des deux bras d'un sondage

Le sondage Sa-S10 (fig. 4.6), réalisé dans la marge proglaciaire historique du glacier du Sanetschhorn (DEVAUD 1999), est l'illustration parfaite de la nécessité du recours systématique à la configuration disymétrique de Hummel. Les courbes mesurées le long des deux bras du sondage s'opposent.

Les modèles d'inversion révèlent qu'au-dessous d'une couche de surface de 2-4 m d'épaisseur, un corps épais d'environ 15 m est 10 à 70 fois plus résistant du côté amont du sondage que du côté aval. Dans la branche «conductrice», ce niveau (0.4 kΩm) est interprété comme une accumulation sédimentaire très humide. Dans la branche «résistante», il est divisé en deux sous-couches. La plus proche de la surface est la plus résistante (20-30 kΩm). Au-dessous, la résistivité devient très faible pour un terrain gelé (3-5 kΩm), néanmoins 2 à 4 fois supérieure à celle de la couche active et de la roche en place sous-jacente, toutes deux de même nature lithologique (calcaires marneux). On conclut que les sédiments proches de la surface (jus-

qu'à 8-10 m de profondeur environ) sont probablement gelés, alors qu'au-dessous cette probabilité diminue. La figure 4.7 permet de positionner Sa-S10 sur un profil tomographique et de constater, entre les deux techniques, la similitude des résistivités spécifiques et épaisseurs calculées.

#### 4.2.6.2 Discontinuité détectée dans une branche d'un sondage

Une discontinuité majeure des caractéristiques du sous-sol, telle que décrite ci-dessus, peut intervenir le long d'un des bras d'un sondage. Une fois qu'elle a été détectée, il convient de ne pas tenir compte des valeurs mesurées au-delà de la distance d'appariation de cette discontinuité lors de l'interprétation verticale du sondage.

#### (a) Sa-S11

Le sondage Sa-S11 (fig. 4.8), réalisé environ 30 m à l'amont de Sa-S10 (fig. 4.6), est à peu près parallèle au profil tomographique Sa-P01 (fig. 4.7). La branche aval du sondage (Sa-S11-down) révèle, au-delà de O-A = 30 m (chute de la résistivité apparente mesurée), la discontinuité due à la disparition rapide du corps résistant reconnue par Sa-S10. La branche amont du sondage (Sa-S11-up) dénote un comportement similaire au-delà de O-A = 35-40 m. Ceci permet d'estimer que le corps résistant ne s'étend pas au-delà de cette distance (= 120 m dans Sa-P01, fig. 4.7).
<figure><img src="image_59.png" /><figcaption>**Fig. 4.6** Hétérogénéité longitudinale entre les deux branches du sondage Sa-S10, marge proglaciaire du glacier du Sanetschhorn (2400 m.s.m.) (localisation, cf. fig. 4.7, 6.24, 6.27)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_60.png" /><figcaption>**Fig. 4.7** Pseudo-section (tomographie) de la résistivité électrique Sa-P01 aux environs des sondages verticaux Sa-S10 (fig. 4.6) et Sa-S11 (fig. 4.8), dans la marge proglaciaire historique du glacier du Sanetschhorn (environ 2400 m.s.m., localisation fig. 6.24, 6.27). Le sondage Sa-S11 permet d'estimer que le corps résistant (gelé) ne devrait pas s'étendre au-delà de la distance de 120 m. Les capteurs Sa-L01 et 02 (cf. fig. 3.17) sont situés respectivement au centre de Sa-S11 et à l'origine du profil tomographique.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_61.png" /><figcaption>**Fig. 4.8** Hétérogénéité longitudinale de la composition du terrain, sondage Sa-S11, marge proglaciaire historique du glacier du Sanetschhorn (2410 m.s.m., localisation fig. 4.7, 6.24, 6.27).</figcaption></figure>
(b) Ri-S04

Un autre exemple d'hétérogénéité longitudinale de la composition d'un terrain est fourni par le sondage Ri-S04 (fig. 4.9) réalisé sur la partie externe d'une moraine de poussée latérale du glacier du Ritord. La diminution rapide mais régulière de pa au-delà de O-A = 25 m dans la branche aval (Ri-S04-down) est interprétée non pas comme un changement brutal de la nature du terrain prospecté, mais comme une dispersion progressive (amincissement) du corps résistant. Notons également dans le cas de ce sondage que l'aspect de la branche amont (Ri-S04-up) indique la possibilité d'un masquage complet d'un niveau (gelé) profond (cf. 4.2.3) dont la résistivité pourrait être de l'ordre de 50-100 kΩm.

(c) Di-S04

Il est également possible qu’un bras d’un sondage rencontre un terrain qui devient plus résistant. Dans ce cas, pa peut s’élever significativement. Ainsi, sur la figure 4.10, l’augmentation des valeurs à l’extrémité (au-delà de O-A = 50 m) de la branche amont (Di-S04-up) d’un sondage effectué le long d’un éboulis calcaire de granulométrie relativement fine est causée par la présence soudaine, immédiatement sous la surface, d’un corps de résistivité élevée (ici un névé / cône d’avalanche enterré).

Signalons par ailleurs que le meilleur ajustement des pa mesurées dans la partie initiale des deux bras du sondage Di-S04 (fig. 4.10) est obtenu par l'intro-

<figure><img src="image_62.png" /><figcaption>**Fig. 4.9** Sondage électrique vertical dissymétrique Ri-S04 (localisation, cf. fig. 6.11) sur la partie externe d'une moraine de poussée latérale du glacier du Ritord (2880 m.s.m.).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_63.png" /><figcaption>**Fig. 4.10** Sondage électrique vertical Di-S04 dans la pente d'éboulis calcaire (marneux) faisant face à la cabane CAS des Diablerets (2580 m.s.m., orientation N).</figcaption></figure>