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La répartition du pergélisol dans trois éboulis alpins du massif de la Dent de Morcles (Valais, Alpes suisses)

Permafrost distribution in three alpine talus slopes of the Dent de Morcles massif (Valais, Swiss Alps)
Kim Pieracci, Christophe Lambiel et Emmanuel Reynard
p. 87-97

Résumés

Des mesures de la résistivité électrique du terrain (sondages à la verticale et « traînés ») associées à des mesures thermiques de la surface du sol (température basale du manteau nival hivernal ou Bottom Temperature of the winter Snow cover et enregistrements en continu), ont été effectuées afin de déterminer la répartition et les caractéristiques du pergélisol dans trois éboulis, constitués de fragments calcaires, situés à proximité de la limite inférieure du pergélisol discontinu dans le Massif de la Dent de Morcles (Suisse occidentale). Les résultats obtenus indiquent que les résistivités électriques maximales et les températures de surface les plus froides se situent systématiquement dans la partie inférieure des éboulis étudiés alors qu’en direction de l’amont, les résistivités décroissent et les températures augmentent. On en déduit que la probabilité de détecter du pergélisol augmente dans le secteur distal. Cependant, les trois éboulis étudiés révèlent des résultats très différents. Si un pergélisol à forte teneur en glace occupe toute la pente dans le cas de l’éboulis des Charmettes, le pergélisol est incertain dans celui du Col du Fenestral. Enfin, la présence de pergélisol est possible dans la partie aval de l’éboulis du Creux du Bouis. Cette dernière configuration est typique, si l’on se réfère à d’autres études effectuées sur les éboulis alpins. Dans ce cas, des circulations d’air complexes à l’intérieur de l’éboulis, associées à d’autres facteurs comme la redistribution de la neige par les avalanches et une granulométrie grossière, en sont vraisemblablement la cause.

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Errata

Article reçu le 11 février 2008, accepté le 7 juillet 2008.

Notes de la rédaction

Remerciements des auteurs :  Nos remerciements vont aux collègues et étudiants de l’Institut de géographie de l’université de Lausanne, ainsi qu’aux amis qui ont participé à l’acquisition des données de terrain. Nous remercions également la société Téléovronnaz SA pour l’accès gratuit à ses remontées mécaniques. Les suggestions de R. Delaloye, D. Fabre, J.-C. Thouret et J. Raffy, ainsi que les commentaires d’un relecteur anonyme, ont permis d’améliorer substantiellement le manuscrit original. Nous les remercions vivement.

Texte intégral

Introduction

1Jusqu’à ce jour, la plupart des études portant sur les éboulis de la frange inférieure du pergélisol discontinu dans les Alpes ont porté sur leur morphologie, leur structure et leur mise en place incluant des analyses sédimentaires précises (par exemple Åkerman, 1984 ; Francou, 1988 ; Hinchliffe et al., 1998 ; Jomelli et Francou, 2000 ; Sass, 2006). W. Haeberli (1975) est le premier auteur à s’être intéressé à la répartition du pergélisol dans les éboulis. Il met en évidence la présence de pergélisol dans la partie basale de l’éboulis du col de la Flüela (2400 m, Grisons, Suisse orientale) et son absence dans la partie supérieure ; il l’explique par le rôle des avalanches qui redistribuent la neige vers la partie inférieure de l’éboulis. Ce processus d’accumulation induit une fonte tardive de la neige et, par conséquent, une anomalie thermique négative en raison du rôle isolant de la neige qui, en bas de pente, protège le sol sous-jacent du réchauffement estival. Sur le même site, M. Lerjen et al. (2003) concluent toutefois à une faible relation entre la persistance tardive de la neige et la présence de pergélisol. Ils remarquent en revanche une bonne corrélation entre la présence de pergélisol et celle de matériaux grossiers à la surface de l’éboulis. En raison du granoclassement longitudinal affectant les éboulis d’amont en aval, ils attribuent la présence de pergélisol aux différences de texture de l’éboulis. De plus, les études de M. Luetschg et al. (2004) montrent que, dans la partie amont de cette pente, les températures simulées à l’aide du modèle SNOWPACK (cf. Lehning et al., 1999) sont plus froides que les températures mesurées et que, au contraire, dans la partie aval, elles sont plus chaudes que celles qui sont mesurées. Ainsi, il ressort de ces études que d’autres facteurs que la répartition de la neige et la granulométrie des éboulis se combinent probablement pour créer l’inversion thermique observée.

2Des éboulis gelés situés à basse altitude (< 2 000 m d’altitude) ont capté l’attention de différents chercheurs en Europe centrale (par exemple Wakonnig, 1996 ; Molenda, 1999). En Suisse occidentale, dans la chaîne du Jura (Creux du Van, 1 180-1 300 m d’altitude, exposition nord), R. Delaloye et al. (2003) démontrent l’existence d’une circulation d’air à l’intérieur d’un éboulis gelé, qui est responsable de l’anomalie thermique négative observée dans sa partie inférieure. R. Delaloye (2004) décrit un effet de cheminée actionné par le gradient existant entre la température de l’air extérieur et celle qui règne à l’intérieur de l’éboulis. En hiver, lorsque les températures de l’air sont inférieures à celles de l’éboulis, l’air interne, plus chaud et plus léger, monte à travers la formation caillouteuse et s’échappe par le haut de la pente, engendrant une anomalie thermique positive dans la partie supérieure du versant. La dépression créée dans le bas de l’éboulis provoque une aspiration de l’air froid extérieur qui entretient alors une anomalie thermique négative en pied de pente et la création d’un réservoir d’air froid susceptible de créer et/ou d’entretenir le pergélisol. L’été, le système s’inverse : l’air interne, relativement plus froid et plus dense que l’air externe, s’échappe, par gravité, à la partie inférieure de la pente provoquant une aspiration d’air externe plus chaud, dans la partie supérieure. Même durant l’été, le système contribue ainsi à maintenir une circulation de l’air au sein de l’éboulis, entretenant une opposition thermique entre l’amont et l’aval. Bien qu’il soit souvent moins évident, l’effet de cheminée semble fonctionner également dans certains éboulis de plus haute altitude (pour des éboulis situés vers 1 500 m d’altitude : Morard et al., 2008), voire dans des éboulis de la frange inférieure de la ceinture du pergélisol discontinu (éboulis situés à plus de 2 000 m d’altitude ; Delaloye et Lambiel, 2005 ; Lambiel et Pieracci, 2008).

3Dans les régions alpines de haute montagne, l’extension spatiale du pergélisol est caractérisée par sa discontinuité du fait de la multitude de facteurs qui contrôlent le régime thermique des versants (Hoelzle et al., 2001). Malgré un bon nombre d’études, la répartition du pergélisol à l’échelle d’un versant demeure encore mal connue. Parmi les diverses formes d’accumulation sédimentaire que l’on rencontre dans le domaine périglaciaire alpin, les éboulis dominent. La compréhension des processus réglant la répartition fine du pergélisol dans les talus d’éboulis, qui constitue l’objectif de cette étude, représente donc une base essentielle visant à introduire des données précises dans les modèles destinés à améliorer la prévision de la répartition du pergélisol à l’échelle locale. Neuf éboulis situés dans la frange inférieure du pergélisol discontinu (> 2 000 m d’altitude) dans les Alpes calcaires de Suisse occidentale (Grand Chavalard, massif de la Dent de Morcles, Valais) ont été étudiés (Pieracci, 2006). Cet article en synthétise les résultats, en s’appuyant sur les mesures de prospection effectuées dans trois éboulis représentatifs des modalités de répartition du pergélisol.

Les éboulis étudiés

4Les processus réglant la répartition du pergélisol dans les éboulis dépendent, en grande partie, de leurs caractéristiques lithologiques, topoclimatiques et géomorphologiques.

5Le secteur d’étude se situe dans le massif de la Dent de Morcles, à proximité du Grand Chavalard (46° 11’ N, 7° 17’ E, 2 899 m), dans les Alpes calcaires de Suisse occidentale (Nappe de Morcles), en rive droite de la vallée du Rhône (fig. 1).

Fig. 1 – Situation des trois éboulis étudiés.
Fig. 1 – Location of the three studied talus slopes.

Fig. 1 – Situation des trois éboulis étudiés.Fig. 1 – Location of the three studied talus slopes.

6Au pied des nombreuses parois sub-verticales, constituées d’alternances de calcaires massifs et de calcaires schisteux friables (Badoux, 1972), entre 2 200 et 2 700 m d’altitude, les versants sont couverts de grands éboulis actifs, généralement orientés du nord-ouest au nord-est. Situé au nord de la vallée du Rhône (que l’on peut considérer comme une région sèche à l’échelle de la Suisse), le massif de la Dent de Morcles représente le premier barrage alpin face aux flux météorologiques dominants du nord-ouest. De ce fait, la région du Grand Chavalard bénéficie d’une pluviométrie et d’une couverture neigeuse hivernale plus abondantes que les Alpes pennines (au sud de la vallée du Rhône) ou grisonnes (Suisse orientale). L’isotherme de 0 °C, estimé d’après un gradient de 0,56 °C/100 m (calculé à partir des données des stations de Sion, de Montana et du Grand Saint-Bernard en Valais), se situe à une altitude moyenne de 2 300 m (Lambiel, 2006). Dans ce contexte topoclimatique, les éboulis sont situés dans la frange inférieure du pergélisol discontinu, à l’échelle régionale (Phillips et Reynard, 1996).

7Le cône d’éboulis du Creux du Bouis se tient entre 2 230 et 2 400 m d’altitude et présente une base large de 200 m. Exposé à l’est-nord-est, il est partiellement protégé du rayonnement solaire (fig. 2A) par une haute paroi.

Fig. 2 – Les trois éboulis étudiés : Creux du Bouis (A), col du Fenestral (B) et Charmettes (C).
Fig. 2 – The three studied talus slopes: Creux du Bouis (A), Col du Fenestral (B) and Charmettes (C).

Fig. 2 – Les trois éboulis étudiés : Creux du Bouis (A), col du Fenestral (B) et Charmettes (C). Fig. 2 – The three studied talus slopes: Creux du Bouis (A), Col du Fenestral (B) and Charmettes (C).

Les cercles blancs et les lignes noires indiquent le centre et l’extension des deux branches du dispositif des sondages géoélectriques ; les étoiles marquent la position des capteurs de température (photos  K. Pieracci, 11 juin 2005).
The white dots and the black lines indicate respectively the location and the extension of the two branches of the vertical electrical soundings; the stars show the position of the miniature temperature data-loggers (photos K. Pieracci, 11 June 2005)

8Un bourrelet basal de 2 m de hauteur environ caractérise son pied. Les fragments rocheux sont des débris de calcaire massif et leur taille est millimétrique à centimétrique vers l’apex, centimétrique à décimétrique dans la partie médiane et décimétrique dans la partie distale. L’excavation d’une fosse dans les cinquante premiers centimètres de l’éboulis, à l’emplacement du centre du sondage géoélectrique CB‑S1 (fig. 2A et fig. 3A) montre que la fraction fine est presque absente et que la macro-porosité est élevée (Pieracci, 2006).

Fig. 3 – Cartes des températures basales du manteau neigeux hivernal (BTS) et des résistivités apparentes, mesurées dans les éboulis du Creux du Bouis (A) et des Charmettes (B).
Fig. 3 – Maps of basal temperature of the winter snow cover (BTS) and measured apparent resistivities in the Creux du Bouis (A) and in the Charmettes (B) talus slopes.

Fig. 3 – Cartes des températures basales du manteau neigeux hivernal (BTS) et des résistivités apparentes, mesurées dans les éboulis du Creux du Bouis (A) et des Charmettes (B). Fig. 3 – Maps of basal temperature of the winter snow cover (BTS) and measured apparent resistivities in the Creux du Bouis (A) and in the Charmettes (B) talus slopes.

1 : température BTS (°C) ; 2 : résistivité apparente (kΩm) avec un écartement inter-électrodes de 15 m ; 3 : points de mesure BTS ; 4 : capteur miniature de température ; 5 : centre et extension des branches du sondage géoélectrique ; 6 : zone végétalisée ; 7 : excavation.
1: BTS temperature (°C); 2: apparent resistivity (kΩm) with an inter-electrodes interval of 15 m; 3: BTS measurements points; 4: miniature temperature data-logger; 5: vertical electrical sounding; 6: vegetation; 7: excavation.

9Exposé au nord-ouest, l’éboulis du col du Fenestral se situe entre 2 370 et 2 600 m d’altitude et présente une largeur de 400 m dans sa partie distale. Le versant rocheux qui le domine, inscrit dans une alternance de couches gréseuses et schisteuses, n’est pas une paroi verticale, ce qui réduit l’effet d’ombre portée sur la surface de l’éboulis (fig. 2B). L’observation des sédiments de surface, sur une profondeur de cinquante centimètres à l’emplacement du centre du sondage CF‑S1 (fig. 2B) et des coupes naturelles dans des chenaux de laves torrentielles mettent en évidence à la fois la stratification de l’éboulis et une macro-porosité faible, les interstices entre les cailloux et les graviers étant comblés par une matrice argileuse et boueuse (Pieracci, 2006). À la base du versant, l’éboulis passe à un glacier rocheux vraisemblablement fossile. En effet, les sillons que l’on y trouve sont parsemés de dépressions d’origine probablement thermo-karstique, les rides sont colonisées par des touffes d’herbe isolées et la déclivité du front est faible.

10Le versant des Charmettes, constitué d’une juxtaposition d’éboulis avec des sources d’alimentation différentes (fig. 2C), exposé au nord-est entre 2480 et 2610 m d’altitude, a une largeur d’environ 300 m à sa base. Il est entouré par de hautes parois taillées dans des calcaires massifs et des calcaires marneux. À l’aval, il est prolongé par un glacier rocheux, probablement actif au pied de l’éboulis et inactif, voire fossile, vers l’aval, au niveau de son front. À l’est, le profil longitudinal de l’éboulis est assez rectiligne (1 sur fig. 2C), alors qu’à peine plus à l’ouest, l’éboulis prend un aspect bombé (2 sur fig. 2C). Au centre du cirque, l’éboulis a un profil rectiligne et présente, en surface, un granoclassement millimétrique à centimétrique à l’amont, centimétrique à décimétrique dans la partie médiane et décimétrique à métrique dans le secteur distal (3 sur fig. 2C). En surface, la macro-porosité est importante, comme en témoigne la quasi-absence d’argiles et de limons à l’emplacement du centre du sondage Ch‑S1 (fig. 2C) (Pieracci, 2006). Dans la partie centrale et sommitale, le versant est régularisé et l’éboulis est donc peu protégé par de hautes parois (4 sur fig. 2C). La limite ouest du versant d’éboulis est caractérisée par trois petits cônes coalescents et granoclassés (5 sur fig. 2C). Une excavation ponctuelle de 1,5 m de profondeur a été effectuée en août 2004 entre l’éboulis bombé et l’éboulis central (entre 2 et 3 sur fig. 2C et fig. 3B) : à cette profondeur, une fine lame d’eau s’écoulant sur de la glace a pu être observée, ce qui suggère l’existence d’un niveau imperméable enfoui sous les fragments rocheux.

Prospections géoélectriques et relevés thermiques

11Cette recherche s’appuie sur des méthodes courantes de prospection du pergélisol qui ont montré leur efficacité dans de nombreuses études menées sur les éboulis. Parmi l’éventail des méthodes existantes, pour des raisons financières ainsi que pour des questions pratiques d’accessibilité et de rapidité d’exécution, nous avons opté pour le choix de méthodes de prospection semi-directes (mesures électriques et mesures thermiques de surface) et indirectes (observations géomorphologiques).

12Les méthodes

13La mesure de la résistivité électrique du terrain constitue une méthode traditionnelle pour la détection de l’existence, de l’extension et de la profondeur du pergélisol (Vonder Mühll, 1993 ; Evin et al., 1997 ; Delaloye, 2004 ; Kneisel, 2006) car la résistivité du sol s’élève avec l’augmentation de la teneur en glace et la diminution de la température au-dessous de 0 °C (Haeberli et Vonder Mühll, 1996 ; Hauck, 2001). La résistivité du sol s’élève également avec l’augmentation de la macro-porosité. De ce fait, les méthodes thermiques, décrites par la suite, constituent une base pour l’interprétation des mesures électriques obtenues. Seules les méthodes unidimensionnelles ont été appliquées, en utilisant deux techniques différentes : les sondages géoélectriques verticaux et les « traînés ».

14Les sondages permettent d’obtenir la répartition verticale ponctuelle des résistivités électriques sous le centre fixe du dispositif (O), d’où se déploient deux branches symétriques constituées de deux électrodes chacune (configuration de Schlumberger : A‑M d’une part, N‑B d’autre part, selon un dispositif rectiligne A‑M‑O‑N‑B). A et B constituent les électrodes par lesquelles le courant est transmis au terrain, où se crée un champ électrique d’allure semi-sphérique, tandis que M et N mesurent la différence de potentiel. L’augmentation progressive de l’écart entre les électrodes A et B permet une plus grande profondeur de prospection. La résistivité mesurée est dite apparente car elle dépend de la nature de l’ensemble des couches traversées par le courant électrique. Quant aux résistivités spécifiques de ces couches, elles sont estimées seulement après un processus de modélisation. Cette étape consiste en la calibration d’une courbe la plus fidèle possible à la réalité représentée par la distribution des résistivités apparentes et dépend du choix du nombre de couches du terrain prises en compte, de leur épaisseur et de leur résistivité spécifique (fig. 4).

Fig. 4 – Sondages géoélectriques verticaux : résistivités apparentes (à gauche) et modélisation (à droite) des résistivités spécifiques et de l'épaisseur des couches pour les éboulis du Creux du Bouis (A), du Col du Fenestral (B) et des Charmettes (C). Pour la localisation voir fig. 2 et fig. 3.
Fig. 4 – Vertical electrical soundings: apparent resistivities (left handside) and best fit for modelling the layer specific resistivities and depths (right handisde) of the Creux  du Bouis (A), the Col du Fenestral (B) and the Charmettes (C) talus slopes. See location in figs. 2 and 3.

Fig. 4 – Sondages géoélectriques verticaux : résistivités apparentes (à gauche) et modélisation (à droite) des résistivités spécifiques et de l'épaisseur des couches pour les éboulis du Creux du Bouis (A), du Col du Fenestral (B) et des Charmettes (C). Pour la localisation voir fig. 2 et fig. 3.Fig. 4 – Vertical electrical soundings: apparent resistivities (left handside) and best fit for modelling the layer specific resistivities and depths (right handisde) of the Creux  du Bouis (A), the Col du Fenestral (B) and the Charmettes (C) talus slopes. See location in figs. 2 and 3.

15Avec le dispositif de Schlumberger, lors de chaque émission de courant, la résistivité apparente dépend de la nature du terrain sous chacune des électrodes A et B. Or, afin de distinguer le poids spécifique de chaque branche du sondage, autrement dit, afin de détecter les variations latérales des résistivités en direction des deux branches du sondage par rapport au centre de prospection, il a fallu recourir systématiquement à la configuration asymétrique de Hummel. Celle-ci implique l’adjonction d’une cinquième électrode (C), placée à une distance idéalement infinie perpendiculairement au dispositif de Schlumberger. L’électrode C remplace, à tour de rôle, les électrodes A et B. Ainsi, pour chaque écartement, le courant est émis entre A et B (ce qui donne une courbe dite symétrique, voir fig. 4), entre A et C (courbe dite « aval » si l’électrode A se trouve à l’aval du centre du dispositif utilisé) et entre C et B (courbe dite « amont » si l’électrode B se trouve à l’amont du centre du dispositif utilisé). C’est ce que l’on appelle la technique du « traîné ».

16Les « traînés » ont été effectués afin de cartographier la distribution latérale de la résistivité apparente du terrain à une profondeur donnée, déterminée par l’écartement des électrodes, sous le centre du dispositif (O). La résistivité du terrain est mesurée en déplaçant l’ensemble du dispositif rectiligne A‑M‑(O)‑N‑B le long d’un tracé donné, tout en conservant un intervalle constant entre les électrodes (configuration de Wenner : AM = MN = NB = a). Un écartement inter‑électrodes (a) de 15 m, déterminé d’après les informations issues des sondages géoélectriques (fig. 4), a été systématiquement choisi afin de prospecter le terrain au niveau des couches les plus résistantes (7–10 m de profondeur).

17Les données de température de l’air et des épaisseurs de neige proviennent de la station semi-automatique IMIS Fully Grand Cor (46° 11’ N, 7° 5’ E, 2610 m), située au lieu-dit « Grand Cor », à environ 1,5 km au nord-ouest des trois sites étudiés. L’hiver 2004–2005 a connu des températures de l’air particulièrement froides avec notamment deux importantes vagues de températures basses (jusqu’à –20 °C) : une première entre le 22 et le 31 janvier et une seconde entre le 12 février et le 10 mars (fig. 5A). L’enneigement a été tardif, la couche de neige ne dépassant 50 cm qu’après la mi-décembre. Par conséquent, les températures du sol ont été les plus froides enregistrées depuis 1996 dans les différents sites du réseau d’observation PERMOS (Permafrost Monitoring Switzerland).

Fig. 5 – Évolution de la température de l’air et des hauteurs de neige à la station IMIS Fully Grand Cor, canton du Valais (A) et des températures de la surface des éboulis du Creux du Bouis (B), du col du Fenestral (C) et des Charmettes (D) entre septembre 2004 et juillet 2005. Situation des capteurs de température sur fig. 2 et fig. 3.
Fig. 5 – Air temperature and snow depth at the IMIS station Fully Grand Cor, Canton of Valais (A) and ground surface temperatures in the Creux du Bouis (B), in the Col du Fenestral (C) and in the Charmettes (D) talus slopes between September 2004 and July 2005. For the location of data loggers, see fig. 2 and fig. 3.

Fig. 5 – Évolution de la température de l’air et des hauteurs de neige à la station IMIS Fully Grand Cor, canton du Valais (A) et des températures de la surface des éboulis du Creux du Bouis (B), du col du Fenestral (C) et des Charmettes (D) entre septembre 2004 et juillet 2005. Situation des capteurs de température sur fig. 2 et fig. 3.Fig. 5 – Air temperature and snow depth at the IMIS station Fully Grand Cor, Canton of Valais (A) and ground surface temperatures in the Creux du Bouis (B), in the Col du Fenestral (C) and in the Charmettes (D) talus slopes between September 2004 and July 2005. For the location of data loggers, see fig. 2 and fig. 3.

18Des mesures de la température de la surface du sol ont été effectuées dans les différents sites en utilisant deux techniques, l’une ponctuelle dans le temps, l’autre en continu durant une période donnée. La méthode BTS (Température basale du manteau nival hivernal ou Bottom Temperature of the winter Snow cover), développée par W. Haeberli (1973), consiste à mesurer la température de la surface du sol à l’aide de sondes enfoncées à travers le manteau neigeux. Étant donnée la forte variation spatiale attendue de la température du sol, les mesures ont été effectuées, à la mi-mars 2005, selon un maillage de 15 m de côté environ (Delaloye, 2004). Les mesures ont ensuite été interpolées par krigeage ordinaire ce qui a permis de cartographier l’état thermique de la surface du sol à la fin de l’hiver.

19L’enregistrement de la température en continu a été effectué au moyen de capteurs de température miniatures de type UTL-1, qui offrent une précision de ± 0,25 °C (Hoelzle et al., 1999), placés à environ 10 cm sous la surface du sol, le long de profils allant de l’amont à l’aval de l’éboulis. Les températures ont été enregistrées de septembre 2004 à la fin juillet 2005, toutes les deux heures. Les données obtenues (fig. 5) fournissent une information indirecte sur l’état thermique du terrain au cours de la période de mesure.

Propriétés électriques et thermiques des éboulis étudiés

20Au Creux du Bouis, le sondage géoélectrique CB‑S1 (fig. 3A et fig. 4A) révèle des résistivités apparentes qui ne dépassent pas 25 kΩm dans la partie supérieure de la pente, alors qu’elles s’élèvent graduellement en direction de l’aval, pour atteindre 65 kΩm à une distance OA de 60 m. Les trois « traînés » (fig. 3A) confirment la disparité entre l’amont et l’aval, soulignée par le sondage. Dans la partie aval, les « traînés » CB‑T1, CB‑T2 et CB‑T3 montrent des résistivités apparentes de 70‑200 kΩm, alors que celles-ci s’élèvent à 20 kΩm au maximum dans la partie supérieure du talus d’éboulis. Les trois capteurs de température CB‑L1, CB‑L2 et CB‑L3 (fig. 2A, fig. 3A et fig. 5B) montrent que, jusqu’à la mi-novembre environ, en quasi-absence de neige, les températures de la surface du sol oscillent dans le même sens que celle de l’air, avec un léger décalage d’une heure environ. Des situations divergentes apparaissent ensuite, à partir de la première vague de froid de janvier 2004, lorsque la température du capteur CB‑L1 s’abaisse brutalement de 7 °C en une semaine (dès le 25 janvier). Durant cette même période, le capteur CB‑L2 enregistre un lent refroidissement (de –6,2 °C à –7,6 °C), alors que la température indiquée par le capteur CB‑L3 stationne à –0,45 °C. La deuxième vague de froid provoque un nouveau refroidissement au bas de l’éboulis, avec une température minimale inférieure à –12 °C, enregistrée le 9 mars par CB‑L1 et CB‑L2, alors que la partie supérieure de l’éboulis demeure à –0,45 °C. Les données de températures à la base du manteau neigeux hivernal (fig. 3A) mettent en évidence des secteurs chauds (températures positives) et des secteurs froids (températures négatives, jusqu’à –13,3 °C) respectivement dans la partie supérieure et dans la partie inférieure de l’éboulis. De légères augmentations de la température de la surface du sol se produisent lors d’importantes (~ 1 m) chutes de neige (fig. 5A) tandis que la température de l’air extérieur diminue, mais cette observation, caractéristique des trois cas étudiés, ne sera pas commentée faute de données explicatives suffisantes.

21Effectué dans le sens longitudinal, au milieu de la pente de l’éboulis du col du Fenestral, le sondage CF‑S1 (fig. 2B et fig. 4B) révèle l’existence d’une première couche de débris d’environ 12 m d’épaisseur et d’une résistivité de 5 kΩm, qui surmonte une couche basale très peu résistante (0,9 kΩm). Le sondage CF‑S2, effectué parallèlement à la base de la pente, présente des résistivités similaires, mais une stratigraphie plus complexe. Sous la couche de sub-surface de 5 m d’épaisseur et d’une résistivité de 10 kΩm, une couche de résistivité très faible (1 kΩm) épaisse de 7 m en surmonte une autre à peine plus résistante (3,5 kΩm). Afin d’en connaître l’état thermique, deux capteurs ont été installés dans le bas et dans la partie médiane de l’éboulis (fig. 2B). Les températures de la surface du sol oscillent parallèlement à celles de l’air à partir du début de la série (23 septembre) jusqu’à la mi-novembre environ (fig. 5C). Ensuite, elles se stabilisent entre –2,5 et –4,5 °C jusqu’à la mi-janvier environ. À partir de cette période, les températures au bas de l’éboulis (CF‑L2) s’abaissent progressivement et atteignent la valeur minimale de –6,3 °C, le 18 mars. Au contraire, le capteur CF‑L3, situé au milieu de la pente, enregistre une légère augmentation de la température, qui passe de –3,7 °C le 18 janvier à –2,7 °C le 18 mars. Le réchauffement de la surface de l’éboulis se poursuit ensuite jusqu’à l’humidification complète du manteau neigeux (zero curtain : période durant laquelle la surface du sol demeure à 0 °C à cause de la température de l’eau de fonte) vers le début du mois de mai (le capteur CF‑L2 enregistre 0 °C environ 15 jours plus tard).

22Le sondage Ch‑S1, réalisé dans le sens de la pente (fig. 2C et fig. 3B) dans l’éboulis des Charmettes, révèle une légère différence entre l’amont et l’aval de l’éboulis central (fig. 4C). À l’amont, trois couches sont superposées à partir de la surface : la première de 2 m d’épaisseur et d’une résistivité de 39 kΩm surmonte une couche plus épaisse (7 m) d’une résistivité de 500 kΩm. Sous ces 9 m de sédiments, une couche basale d’une résistivité de 10 kΩm est détectée. La branche aval du sondage présente une première couche de 3 m d’une résistivité de 60 kΩm, surmontant une couche de 16 m d’épaisseur et d’une résistivité de 670 kΩm. La couche basale, sous 19 m de sédiments, présente une résistivité de 20 kΩm. Les quatre « traînés » ont été effectués perpendiculairement au sens de la pente (fig. 3B). Vers le pied de l’éboulis, les résistivités apparentes s’élèvent jusqu’à 200‑300 kΩm. À mesure que l’on remonte la pente, elles diminuent (70 et 100 kΩm) et baissent fortement vers l’apex (35‑70 kΩm). Les données BTS et les trois capteurs de températures, disposés sur un profil longitudinal de l’amont vers l’aval dans l’éboulis central, indiquent une grande homogénéité thermique (fig. 3B et fig. 5D). En effet, les températures de la surface du sol sont généralement comprises entre –2 et –6 °C. Dans la moitié inférieure de la pente, les capteurs Ch‑L1 et Ch‑L2 montrent un état thermique quasiment identique avec, entre janvier et fin avril, des températures stables à –5 °C. Le capteur Ch‑L3, situé dans la partie supérieure du versant, a enregistré des oscillations faibles entre –4 et –2,5 °C. L’image thermique fournie par les mesures de la base du manteau neigeux hivernal (fig. 3B) révèle également des températures plus froides au bas de l’éboulis (–4 à –6 °C) qu’au sommet (–3 à –4 °C).

Interprétation et comparaison des résultats

23Les résistivités électriques les plus élevées et les températures les plus froides sont observées systématiquement dans le tiers inférieur des trois pentes d’éboulis. En revanche, l’interprétation croisée des résultats, mesures électriques et thermiques à l’appui, suggère l’existence de mécanismes différents agissant au sein de ces éboulis.

24Les résistivités électriques sont nettement plus élevées aux Charmettes qu’au Creux du Bouis et qu’au col du Fenestral. En effet, aux Charmettes, sous une couche superficielle (couche active) de 2‑3 m d’épaisseur, apparaît une couche de 7 à 16 m très résistante, interprétée comme étant un pergélisol à forte teneur en glace occupant toute la surface des éboulis. Au Creux du Bouis, les valeurs de résistivité de la couche profonde sont plus difficilement interprétables : à l’amont, si le sondage et les « traînés » détectent certainement des sédiments non gelés, à l’aval, il pourrait s’agir de sédiments gelés (pergélisol cryotique et/ou sous-saturé en glace) ou d’une augmentation de la macro-porosité. Les faibles résistivités mesurées jusqu’à 10 m de profondeur dans l’éboulis du col du Fenestral s’expliquent par l’absence probable de glace, par l’importante teneur en eau des strates superficielles et/ou par la faible macro-porosité du sédiment.

25L’interprétation des mesures thermiques conforte et précise celle qui est proposée pour les résistivités électriques ; elle permet en plus de comprendre quels processus sont à l’origine d’une telle diversité. Au Creux du Bouis, en raison du fort refroidissement hivernal que subit l’éboulis vers le bas de sa pente, il est vraisemblable qu’un pergélisol soit présent dans la partie inférieure du versant. En revanche, il est certainement absent dans la partie supérieure. L’enregistrement en continu des températures de la surface du sol illustre le fonctionnement d’un effet de cheminée (échanges thermiques advectifs) au sein de l’éboulis, ce qui est également confirmé par l’analyse des mesures thermiques relevées par la méthode BTS. Ces températures à la base du manteau neigeux (fig. 3A) mettent en évidence les secteurs préférentiels d’évacuation d’air (températures positives) et d’aspiration d’air (températures négatives, jusqu’à –13,3 °C). Dans cet éboulis du Creux du Bouis, étant donnée l’efficacité du mécanisme de ventilation, la glace, pour autant qu’elle soit présente, ne doit pas représenter un volume important, ce qui limiterait fortement tout échange advectif.

26Dans l’éboulis du col du Fenestral, l’analyse des deux courbes de température montre un état thermique légèrement opposé dans ses secteurs amont et aval. Si le bas de la pente subit un refroidissement progressif de la mi-janvier à la mi-mars, la partie médiane de l’éboulis subit de légères hausses de température durant la même période, ce qui reflète un phénomène d’inversion thermique. Les faibles variations thermiques enregistrées ne permettent toutefois pas de conclure au fonctionnement d’un effet de cheminée dans l’éboulis. Contrairement au Creux du Bouis, les variations de la température de la surface du sol se manifestent lentement et faiblement par rapport aux fluctuations brutales de la température de l’air. Ce constat peut avoir deux explications : l’isolation thermique engendrée par un manteau neigeux épais ( > 2 m) et/ou l’humidité élevée du sédiment, qui réduit la rapidité et l’ampleur des variations thermiques (Luetschg et al., 2003). Les températures relevées dans l’éboulis semblent plutôt être dues à des échanges conductifs. Le fait que le terrain soit plus froid au pied de la pente s’explique probablement par une granulométrie plus grossière qu’à l’amont et par la redistribution de la neige par les avalanches. Contrairement à l’éboulis du Creux du Bouis, il n’existe pas ici de relation évidente entre les résistivités électriques et les températures de surface. Alors que les résistivités électriques semblent exclure la présence de glace au sein de l’éboulis en été, les températures hivernales froides (–6,3 °C) mesurées au pied de la pente témoignent de la présence possible de pergélisol. De ce fait, en l’absence de mesures thermiques plus poussées et au vu des résultats de la prospection électrique, il est difficile de se prononcer avec certitude sur la présence ou non de pergélisol. Dans tous les cas, la teneur en glace au sein de l’éboulis doit être extrêmement limitée.

27Contrairement à l’éboulis du Creux du Bouis, aucun indice de l’existence d’un effet de cheminée n’apparaît aux Charmettes. Ceci est également illustré par les mesures de la température basale du manteau neigeux hivernal (fig. 3B). Bien que les températures soient plus froides au pied de la pente qu’au sommet du versant, il n’existe pas de contraste thermique prononcé entre l’amont et l’aval. Un seul secteur met en évidence une anomalie par rapport à cette homogénéité thermique : au sommet de l’éboulis bombé, sur une distance de 20 m, les températures passent de –6 à –1 °C près de la paroi nord (fig. 3B). Cette particularité est difficile à expliquer. Les températures, mesurées sur toute la surface du sol, très stables et froides au cours de l’hiver suggèrent l’existence d’un pergélisol à forte teneur en glace et à faible profondeur, comme l’indiquent les mesures électriques. Cette situation pourrait résulter de l’enfouissement d’un névé sous l’éboulis. Protégée du rayonnement solaire, la neige transportée par le vent par-dessus le sommet du versant régularisé (4 sur fig. 2C), puis déposée sur l’éboulis, a pu se maintenir au cours de l’été lors de phases climatiques plus rigoureuses (le petit âge glaciaire par exemple), ce qui a pu donner lieu à la formation d’un névé permanent puis d’une plaque de glace. Ce névé aurait été ensuite recouvert par des débris qui l’ont protégé des conditions atmosphériques plus clémentes survenues par la suite. En profondeur, les résistivités, dix à vingt fois plus élevées que celles qui sont mesurées dans la roche en place non gelée (0,5‑1,5 kΩm, cf. Pieracci, 2006) pourraient correspondre à des sédiments non gelés reposant directement sur le substrat, ou à un substrat gelé ou, au contraire, très poreux en raison des cavités karstiques souterraines (cf. Reynard et al., 1999, pour une situation similaire dans un autre éboulis des Hautes Alpes calcaires). Les échanges thermiques principaux caractérisant cet éboulis semblent être principalement conductifs, le contenu en glace probablement élevé empêchant tout échange advectif.

Répartition et caractéristiques du pergélisol

28Bien que seul le cas des Charmettes ait montré l’existence certaine de pergélisol, la présence de sédiments gelés est possible au pied de l’éboulis au Creux du Bouis et au col du Fenestral. Dans ces deux sites, la présence de pergélisol dans la partie supérieure du versant est incertaine car les températures y sont relativement élevées en hiver. Ces données confirment les résultats similaires obtenus dans d’autres éboulis d’altitude ( > 2 000 m) en Suisse (par exemple Lerjen et al., 2003 ; Delaloye et Lambiel, 2005 ; Lambiel, 2006). L’exemple des Charmettes illustre un autre cas de figure, avec un pergélisol occupant la totalité de l’éboulis. Cette situation n’est toutefois pas habituelle vers la limite inférieure du pergélisol discontinu. Les études de cas présentées ici montrent clairement que la répartition et les caractéristiques du pergélisol dans les éboulis sont soumises à des facteurs multiples. Ces derniers ne sont pas réunis dans tous les éboulis et contribuent donc à déterminer ou non la présence de pergélisol. Les principaux facteurs sont l’effet de cheminée, l’enfouissement de névés (permanents), la lithologie, la granulométrie et la macro‑porosité de l’éboulis.

29Comme l’ont déjà montré d’autres études conduites en Suisse (Delaloye et al., 2003 ; Lambiel, 2006 ; Morard et al., 2008), notre travail met en évidence l’existence d’un processus qui contribue de manière déterminante à créer et/ou maintenir une anomalie thermique négative dans la partie inférieure des éboulis : l’effet de cheminée. Le régime thermique de l’éboulis du Creux du Bouis est contrôlé principalement par ce mécanisme qui, en refroidissant davantage les matériaux au bas de la pente durant l’hiver, contribue également à en limiter le réchauffement pendant la saison chaude. Évidemment, l’effet refroidissant peut agir parallèlement à celui qui va dans le même sens, qu’il soit engendré par la redistribution de la neige par les avalanches ou par l’augmentation de la granulométrie vers l’aval. La simultanéité de ces trois facteurs ne peut que renforcer l’anomalie thermique négative vers l’aval, ce qui est à la base de la répartition du pergélisol généralement observée dans les éboulis. De ce fait, un contraste thermique entre l’amont et l’aval des éboulis semble être le comportement thermique typique des éboulis. Alors que les effets de la redistribution de la neige par les avalanches et ceux de la granulométrie peuvent se manifester a priori sur tout éboulis, l’efficacité de l’effet de cheminée dépend d’un facteur principal : la macro-porosité de la formation. En effet, une circulation advective d’air est très difficile dans une formation à faible porosité. Le facteur lithologique, dont dépend la granulométrie, joue donc un rôle majeur dans le fonctionnement du mécanisme de ventilation.

30Les éboulis présentés dans cette étude diffèrent entre eux par leur lithologie. Les calcaires massifs constituant les débris de l’éboulis prédominent au Creux du Bouis et aux Charmettes, alors que les éléments accumulés dans l’éboulis du col du Fenestral proviennent essentiellement du débitage de couches gréseuses et marneuses. Les calcaires massifs livrent des fragments plutôt grossiers par rapport aux roches marneuses. Ainsi, l’éboulis du Creux du Bouis, très macro-poreux, est propice aux circulations internes d’air, alors que l’éboulis du col du Fenestral, constitué de particules marneuses, ne présente aucun indice clair d’advection. Enfin, dans le cas des Charmettes, aucun indice ne suggère le fonctionnement d’un effet de cheminée, malgré une lithologie favorable. Ici, le rôle de la macro-porosité est drastiquement réduit par une importante teneur en glace. En raison de la présence probable d’un névé enfoui sous une couche active relativement mince, le toit du pergélisol doit avoir une sensibilité élevée face aux conditions climatiques plus chaudes qui règnent actuellement. Par conséquent, l’éboulis est certainement sujet à d’importantes pertes de volume en raison de la fonte de la glace. Au contraire, il est vraisemblable qu’un pergélisol maintenu par un effet de cheminée réagisse moins aux modifications climatiques à court terme.

Conclusion

31L’analyse montre que la probabilité de découvrir du pergélisol dans les éboulis étudiés augmente en direction de la base des éboulis. En effet, les mesures effectuées indiquent qu’il existe une bonne concordance spatiale entre les températures de surface, qui sont systématiquement plus froides, et les résistivités électriques systématiquement plus élevées dans la partie inférieure des pentes. La probabilité de trouver du pergélisol vers l’amont est faible. Néanmoins, la répartition du pergélisol dans les éboulis peut être très hétérogène et cette étude a mis en évidence trois modes de répartition : les circulations d’air advectives engendrent à la fois une anomalie thermique négative dans la partie inférieure et positive dans la partie supérieure du versant d’éboulis (Creux du Bouis) ; la redistribution de la neige par les avalanches et le granoclassement longitudinal induisent uniquement une anomalie thermique négative au pied de la pente (col du Fenestral) ; l’enfouissement de névés limite les circulations d’air advectives et peut engendrer la présence de pergélisol dans la totalité du versant (Charmettes). La répartition du pergélisol dépend de la part relative et de l’intensité des différents facteurs qui en contrôlent la présence. Ces derniers peuvent agir seuls ou de manière combinée.

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Annexe

Abridged English version

Although the geomorphology, sedimentology and stratigraphy of talus slopes have been extensively investigated (Francou, 1988), the thermal regime of talus has still been poorly studied. Nevertheless, several authors (Haeberli, 1975; Lerjen et al., 2003; Delaloye, 2004; Luetschg et al., 2004; Lambiel, 2006) have demonstrated the presence of a negative thermal anomaly at the foot of the slopes. The anomaly has first been attributed to redistribution of snow by avalanches (Haeberli, 1975). Recent studies (Lerjen et al., 2003 and Luetschg et al., 2003) stress the importance of granulometry and graded bedding, which facilitate the overcooling of the lower part of the talus slopes. At low altitude, several authors have demonstrated that the overcooling of foot of slopes can be explained by a chimney effect (Delaloye et al., 2003; Morard et al., 2008). A chimney effect has also been described in talus within the discontinuous permafrost belt (Delaloye, 2004; Lambiel, 2006; Lambiel and Pieracci, 2008).

Nine talus slopes were investigated in the Grand Chavalard area, in the Dent de Morcles Massif (Western Switzerland). Lithology is characterised by an alternation of massive limestone and limestone schists. Talus slopes formed by massive limestone blocks have a high macro-porosity, whereas talus slopes formed by limestone schists are much less porous. All the investigated talus slopes are situated over the lower limit of discontinuous permafrost in the area. The talus slopes have been investigated by combining geoelectrical methods (DC resistivity soundings, resistivity mapping) and thermal methods (Bottom Temperature of the winter Snow cover (BTS) measurements and thermal continuous measurements on the ground surface).

The results obtained in three talus slopes are presented in this paper. The Creux du Bouis talus is a ENE oriented slope situated between 2230 and 2400 m a.s.l. The macro-porosity is high. One DC resistivity sounding and three resistivity-mapping lines were carried out. The thermal regime was studied through a BTS measurement campaign conducted in March 2005 and the registration of temperature by three mini-loggers between September 2004 and July 2005. The lowest temperatures and the highest resistivities are confined at the foot of the slope. Permafrost is probably present in that part and certainly absent in the upper part of the slope. The negative thermal anomaly at the foot of the slope is likely due to a chimney effect as the analysis of the thermal regime recorded by the mini-loggers suggests.

The NW oriented col du Fenestral talus slope is situated between 2370 and 2600 m a.s.l. The macro-porosity is low. Two vertical electrical soundings were carried out and the ground surface temperatures were measured between September 2004 and July 2005 in two places. There is no evident correlation between the electrical resistivities and the temperature of the ground surface. Permafrost could be present at the foot of the slope because of the snow redistribution by avalanches and/or the graded bedding.

The third talus slope – Les Charmettes – is oriented to Northeast and situated between 2480 and 2610 m a.s.l. The morphology is complex and a rock glacier is present at the foot of the talus slope. One DC resistivity sounding and four electrical mapping lines were realised during summer 2004 and a BTS measurement campaign was carried out in March 2005. The thermal regime of the slope was investigated by using mini-loggers at three places. Permafrost is probably present in the whole slope and we suggest that the high resistivities are due to the presence of buried ice patches. Thermal exchanges within the slope are conductive.

The investigations in the various talus slopes show that the permafrost distribution is quite complex and different from one case to the other. Several factors are important and may explain the presence or absence of permafrost in talus all situated within the discontinuous permafrost belt: the chimney effect, the macro-porosity, the redistribution of snow by avalanches and the presence of buried ice patches. In most cases, permafrost distribution may be explained by the combination of two or more factors.

In sum, there is a good concordance between results obtained by thermal and electrical methods: cold thermal regime and permafrost are present mostly at the foot of slopes. However, the permafrost distribution is quite heterogeneous due to the variability of the different controlling factors. The efficiency of the chimney effect strongly depends on the macro-porosity that is highly related to the grain size distribution. Other investigations should be carried out (2D electrical investigations, seismic refraction, thermal measurements) in order to better characterise the permafrost distribution within the investigated slopes.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Situation des trois éboulis étudiés.Fig. 1 – Location of the three studied talus slopes.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6143/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 132k
Titre Fig. 2 – Les trois éboulis étudiés : Creux du Bouis (A), col du Fenestral (B) et Charmettes (C). Fig. 2 – The three studied talus slopes: Creux du Bouis (A), Col du Fenestral (B) and Charmettes (C).
Légende Les cercles blancs et les lignes noires indiquent le centre et l’extension des deux branches du dispositif des sondages géoélectriques ; les étoiles marquent la position des capteurs de température (photos  K. Pieracci, 11 juin 2005).The white dots and the black lines indicate respectively the location and the extension of the two branches of the vertical electrical soundings; the stars show the position of the miniature temperature data-loggers (photos K. Pieracci, 11 June 2005)
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6143/img-2.jpg
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Titre Fig. 3 – Cartes des températures basales du manteau neigeux hivernal (BTS) et des résistivités apparentes, mesurées dans les éboulis du Creux du Bouis (A) et des Charmettes (B). Fig. 3 – Maps of basal temperature of the winter snow cover (BTS) and measured apparent resistivities in the Creux du Bouis (A) and in the Charmettes (B) talus slopes.
Légende 1 : température BTS (°C) ; 2 : résistivité apparente (kΩm) avec un écartement inter-électrodes de 15 m ; 3 : points de mesure BTS ; 4 : capteur miniature de température ; 5 : centre et extension des branches du sondage géoélectrique ; 6 : zone végétalisée ; 7 : excavation.1: BTS temperature (°C); 2: apparent resistivity (kΩm) with an inter-electrodes interval of 15 m; 3: BTS measurements points; 4: miniature temperature data-logger; 5: vertical electrical sounding; 6: vegetation; 7: excavation.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6143/img-3.jpg
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Titre Fig. 4 – Sondages géoélectriques verticaux : résistivités apparentes (à gauche) et modélisation (à droite) des résistivités spécifiques et de l'épaisseur des couches pour les éboulis du Creux du Bouis (A), du Col du Fenestral (B) et des Charmettes (C). Pour la localisation voir fig. 2 et fig. 3.Fig. 4 – Vertical electrical soundings: apparent resistivities (left handside) and best fit for modelling the layer specific resistivities and depths (right handisde) of the Creux  du Bouis (A), the Col du Fenestral (B) and the Charmettes (C) talus slopes. See location in figs. 2 and 3.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6143/img-4.jpg
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Titre Fig. 5 – Évolution de la température de l’air et des hauteurs de neige à la station IMIS Fully Grand Cor, canton du Valais (A) et des températures de la surface des éboulis du Creux du Bouis (B), du col du Fenestral (C) et des Charmettes (D) entre septembre 2004 et juillet 2005. Situation des capteurs de température sur fig. 2 et fig. 3.Fig. 5 – Air temperature and snow depth at the IMIS station Fully Grand Cor, Canton of Valais (A) and ground surface temperatures in the Creux du Bouis (B), in the Col du Fenestral (C) and in the Charmettes (D) talus slopes between September 2004 and July 2005. For the location of data loggers, see fig. 2 and fig. 3.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6143/img-5.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Kim Pieracci, Christophe Lambiel et Emmanuel Reynard, « La répartition du pergélisol dans trois éboulis alpins du massif de la Dent de Morcles (Valais, Alpes suisses) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 14 - n° 2 | 2008, 87-97.

Référence électronique

Kim Pieracci, Christophe Lambiel et Emmanuel Reynard, « La répartition du pergélisol dans trois éboulis alpins du massif de la Dent de Morcles (Valais, Alpes suisses) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 14 - n° 2 | 2008, mis en ligne le 01 juillet 2010, consulté le 24 mars 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/6143 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.6143

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Kim Pieracci

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