Pôle Alpin Risques Naturels (PARN) Alpes–Climat–Risques Avec le soutien de la Région Rhône-Alpes (2007-2014)
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Compilation des connaissances 2.3.0
Permafrost





Impacts des changements climatiques sur le permafrost alpin
Mise à jour : Février 2015


Reconstitutions paléoenvironnementales

 
Résultats de recherche et interprétations
Méthodes d'observation et d'analyse
Références
Glacier rocheux de Piancabella (Valle di Sceru, Tessin, Alpes suisses):
La date radiocarbone (790±120 cal BP) et les paléo-températures qui en sont déduites suggèrent que le glacier rocheux de Piancabella est probablement devenu inactif à la fin de l'Optimum climatique Médiéval (Medieval Warm Period - MWP). Si l'altitude de la limite supérieure des arbres pendant le MWP correspond à celle de la limite inférieure du permafrost discontinu, les débris de bois.peuvent indiquer le début de la dégradation du permafrost et en conséquence, la fin du mouvement du glacier rocheux. Dans un contexte périglaciaire, si l'inactivation climatique stoppe l'aggradation de la glace à l'intérieur d'un glacier rocheux, la glace à l'intérieur du glacier rocheux de Piancabella est probablement vieille de plusieurs siècles et donc précède les événements climatiques récents tels que le Petit Âge Glaciaire (PAG), comme indiqué par ailleurs, par exemple, pour le glacier rocheux de Murtèl-Corvatsch dans les Alpes Suisses orientales
(Haeberli et al., 1999).

Il a été calculé par datation que les glaciers rocheux des Alpes Italiennes résultent d'épisodes froids entre 1000 et 5000 ans BP (Dramis et al., 2003). Comme ces âges indiquent aussi l'époque d'aggradation du permafrost, une importante phase de développement des glaciers rocheux doit avoir eu lieu entre la fin de l'Atlantique récent et la fin du PAG. Toutefois, l'absence d'âges supérieurs à 5000 BP dans les Alpes n'exclut pas la possibilité de phases d'aggradation du permafrost au début de l'Holocène (Dramis et al., 2003).

Le glacier rocheux de Piancabella, en raison de la phase de températures de l'air plus chaudes à la fin du MWP qui correspond probablement à l'altitude de la limite inférieure du permafrost discontinu, serait devenu inactif avant le début du PAG. Il est difficile de déterminer si ce comportement est typique des glaciers rocheux situés à proximité de l'actuelle limite inférieure régionale du permafrost discontinu (comme pour les glaciers rocheux de Piancabella et du Val Maone). Cependant, il est clair que pendant le dernier millénaire, le glacier rocheux de Piancabella a connu des changements important dans sa dynamique, ses propriétés rhéologiques et ses conditions thermiques.
Interprétation paléoclimatique de datations carbone 14 effectuées sur les restes de souches de bois fossile de mélèze (Larix decidua) trouvés au front du glacier rocheux de Piancabella en septembre 2005.

Scapozza & al. 2010 - A

Italie – Dolomites :
Au début du Postglaciaire (Préboréal et Boréal), après le retrait des glaciers würmiens, les pentes sont devenues propices aux mouvements de terrain. Une plus grande disponibilité en eau souterraine est probablement liée à l'augmentation des précipitations et à la fonte du permafrost (cf. Soldati, 1999).
 

Soldati, 1999 in Corsini & al. 2000 - A

Alpes italiennes :
Comme conséquence des processus de désagrégation physique durant la phase d'expansion maximum des glaciers (vers 20 000 ans BP) dans les zones situées en dessous de 1250 m d'altitude, les mouvements historiques majeurs, comme les glissements de Morsiano (~13 500 ans BP) et Succiso (~9 500 ans BP), ont certainement été déclenchés par l'action combinée de la fonte du permafrost et de nouveaux facteurs morphogénétiques.
 

Pellegrini & al. 1998 in Bertolini & al. 2004 - A

Alpes :
Le domaine périglaciaire dans une zone de montagne est généralement subdivisé en zones de pergélisol et de gel saisonnier, principalement en lien avec l’altitude et l’orientation. Entre les deux zones, une zone de pergélisol transitoire peut être définie dans le pergélisol qui a grandi et s’est rétracté à plusieurs reprises en réponse aux changements climatiques au cours de l'Holocène. La zone de pergélisol transitoire est, par conséquent, caractérisée par la présence de cycles de gel-dégel millénaires, ainsi que de cycles de gel-dégel diurnes et annuels. Les cycles de gel-dégel millénaires peuvent également opérer dans la zone de pergélisol à la suite de la fusion et du regel en haut et à la base du corps du pergélisol, bien que leurs effets seraient moins importants que dans la zone de pergélisol transitoire. Pendant le Petit Âge Glaciaire, une grande partie de la zone de pergélisol transitoire a probablement été caractérisée par une phase de gel d'un cycle millénaire. Le réchauffement du 20e siècle fera entrer cette zone dans une phase de dégel.
Cette étude vise à évaluer les effets de trois sortes de cycles de gel-dégel sur l’instabilité des pentes alpines, sur la base d’études des processus périglaciaires contemporains dans les Alpes Suisses. Une attention particulière est portée aux échelles des changements géomorphologiques causés par chaque type de gel-dégel.

Matsuoka & al. 1998 - P

Alpes suisses :
Selon les conditions locales (exposition, pente), la limite du pergélisol devait être proche de l'altitude 1700m pendant le Dryas récent dans les Préalpes romandes pour s'élever ensuite à plus de 2300m pendant le Préboréal. Le réchauffement rapide des températures, qui a suivi le Dryas récent a causé une élévation de la limite du pergélisol.

Le début de l'Atlantique récent (dès 6000 BP) montre un réchauffement des températures, la limite inférieure du pergélisol atteint l'altitude de 2700m et produit de nombreuses mobilisations de moraines sous la forme de laves torrentielles dans les Alpes (Gamper, 1985).
 

Lateltin & al. 1997 - R: PNR31


Observations

 
Résultats de recherche et interprétations
Méthodes d'observation et d'analyse
Références
Alpes françaises :
La montagne alpine est affectée par des processus géomorphologiques dont l’évolution est en partie conditionnée par la dégradation du permafrost : écroulements d’ampleur variable, déstabilisation de glaciers rocheux ou apparition de dépressions cryokarstiques. Ces phénomènes, par leur intensité, sont susceptibles d’engendrer des risques pour les territoires. Nous proposons une synthèse des connaissances sur l’état actuel du permafrost de montagne dans les Alpes françaises et sur son évolution récente. Cet état de l’art se base sur des travaux de recherche menés depuis une dizaine d’années et les mesures recueillies dans le cadre de PermaFRANCE, le réseau français d’observation à long terme du permafrost de montagne. L’analyse des données à disposition montre ainsi qu’en paroi rocheuse, à 3800 m d’altitude, la température à 10 m de profondeur est comprise entre -4,5 et -1,5°C selon l’orientation, alors que dans les formations superficielles, à 2800 m d’altitude en orientation nord, elle est proche du point de fusion. Depuis le début de ces mesures en profondeur en 2010, une tendance à l’augmentation de la température est observable, corroborée par d’autres forages alpins. Le régime est influencé par l’enneigement, de façon très nette en formations superficielles et beaucoup plus discrète en paroi, ce que les mesures en surface réalisées depuis 2003 montrent nettement. Cette variabilité interannuelle se combine aux tendances de plus long terme qui sont probablement à l’origine de l’évolution constatée des dynamiques géomorphologiques associées au permafrost alpin : augmentation de la fréquence des processus gravitaires du type chute de bloc et fluctuation des vitesses des glaciers rocheux. La recrudescence probable de phénomènes extrêmes comme les écroulements majeurs ou la déstabilisation de glaciers rocheux dans les prochaines décennies pourrait engendrer des risques nouveaux ou accrus auxquels les territoires devront s’adapter.

Depuis 2005, des efforts importants ont été réalisés pour étudier à la fois l’état thermique du permafrost, reflet du climat actuel et passé de la haute montagne, et les dynamiques géomorphologiques associées. Que ce soit dans les parois rocheuses (Magnin et al., 2015b) ou dans les formations superficielles (Bodin et al., 2009 ; Schoeneich et al., 2014), des forages instrumentés, des mesures thermiques en sub-surface et le suivi de la morphodynamique permettent d’approcher l’état du permafrost dans les Alpes françaises et ses réponses au changement climatique en cours. La majorité de ces travaux sont intégrés dans le réseau français d’observation et de suivi du permafrost PermaFRANCE (Schoeneich et al., 2010), dans des sites répartis entre 44 et 46°N et 2400 m et 4500 m d’altitude.

Mesurer le régime thermique du sol sous la couche active, qui, elle, gèle et dégèle saisonnièrement, est l’unique moyen de connaître l’état du permafrost. Pour cela, des forages, équipés de chaînes de capteurs de température mesurant en continu, fonctionnent depuis 2009 dans trois contextes géologiques et géomorphologiques différents.

- Un forage profond de 100 m a été réalisé en 2010 à 3065 m d’altitude en marge du domaine skiable des Deux-Alpe

- Le sommet de l’Aiguille du Midi est un ensemble de trois pitons granitiques culminant à 3842 m d’altitude. En septembre 2009, trois forages d’une profondeur de 11 m ont été réalisés dans les parois sud (3753 m), nord-ouest (3738 m) et nord-est (3745 m) du Piton Centra

- Deux forages de 15 m de profondeur ont été réalisés en 2009 dans le glacier rocheux de Bellecombe (altitudes : 2700-2750 m), sur le domaine skiable des Deux-Alpes.

 

Bodin & al. 2015- A

Alpes :
Dans le contexte du changement climatique actuel, les milieux de haute montagne sont soumis à de profonds bouleversements tels que la fonte des glaciers ou la dégradation du permafrost, à l’origine de mouvements de versant au sein des parois rocheuses comme des formations superficielles. Ces processus impliquent des risques directs de déstabilisation pour les infrastructures (refuges, remontées mécaniques, etc.). Dans un but de prévention de ces risques, un recensement des infrastructures de haute montagne dans les Alpes françaises a été réalisé à l’aide d’un Système d’Information Géographique constitué de plusieurs couches de données dont des cartes de la répartition potentielle du permafrost et de l’extension des glaciers depuis la fin du Petit Âge Glaciaire. 1769 infrastructures ont été identifiées dans des secteurs à permafrost probable et/ou éventuellement affectés par le retrait glaciaire. Un indice de risque a été construit afin d’identifier et classer les infrastructures potentiellement à risque. Il inclut une caractérisation de l’aléa et un diagnostic de la vulnérabilité. 10 % des infrastructures sont caractérisées par un risque fort de déstabilisation.

 

duvillard & al 2015- A

Alpes :
Cette étude s’intéresse aux connaissances en relation avec les impacts du changement climatique sur l’activité des mouvements de masse dans les zones de montagne, à travers des cas caractéristiques de coulée de débris, de destabilisation de versant et de mouvements de terrain dans les alpes françaises, italiennes et suisses. Il est prévu que les événements se produisent moins fréquemment durant la période estivale, alors que l’augmentation attendue des précipitations au printemps et à l’automne pourrait modifier l’activité des coulées de débris pendant les saisons charnières (Mars, Avril, Novembre et Décembre). L’intensité des coulées de débris pourrait s’accroître en raison des importants apports de sédiments dans les chenaux et en conséquence de l’augmentation d’épisodes importants de précipitations. Cependant, le volume des coulées de débris dans les zones de haute montagne dépendront principalement de la stabilité et des mouvements du permafrost. Les Glaciers rocheux déstabilisés pourraient donc être à l’origine de coulées de débris sans précédents historiques. Les différentes dynamiques de versants devraient être modifiées et les événements qui en découlent s’accroître, étant donné que l’air particulièrement chaud, le recul des glaciers et le dégel et le réchauffement du permafrost vont entraîner une réduction de la stabilité des versants

 

Stoffel&al 2014- A

Alpes françaises, Arête des Cosmiques :
This paper examines over 15 years the instability of the lower Arête des Cosmiques on the French side of the Mont Blanc massif. Its vulnerability is due to the presence of a high-capacity refuge on its top (3613 m a.s.l.). In 1998, a part of the refuge was left without support when a collapse of 600 m3 occurred immediately below it. Since this date, reinforcement work has been carried out in this area, but the whole ridge has been affected by around 15 relatively shallow rockfalls. Through a multidisciplinary approach, this article assesses the role of the cryospheric factors in the triggering of these rockfalls.

A large number of the rockfalls which have affected the LAC over the last 15 years seem to result from permafrost activity/degradation and loss of glacier buttressing or from their combination.

 

Ravanel & al 2013 - A

Alpes :
L’objectif de cette étude est la création d’un indice cartographique du permafrost alpin qui couvrirait la totalité des alpes européennes. Un modèle statistique unifié, fondé sur les observations de permafrost alpin, est utilisé pour la couverture détritique et les surfaces en rocher à travers les alpes. Les variables explicatives du modèle sont la température annuelle moyenne de l’air, les radiations solaires potentielles et les précipitations. Des modifications d’équilibrage ont été appliquées au modèle, afin de pouvoir prédire les conditions topographiques et géomorphologiques qui diffèrent des paramètres de terrain utilisés pour la mise en place du modèle. Ces paramètres d’équilibrage se fondent sur l’état de l’art du sujet, et comportent un certain degré de subjectivité dans la mise en place du nouveau modèle. L’analyse de l’APIM peut s’avérer compliquée dans la mesure où il n’existe que très peu de tests indépendants à notre étude, auxquels comparer nos résultats. L’APIM fournit un indice qui permet de décrire la distribution spatiale du permafrost, qui fournit les clefs pour analyser l’incertitude des cartes, et qui fait la liaison entre le contenu de ces cartes et la réalité observée sur le terrain. Les cartes obtenues peuvent être utilisées pour estimer les conditions du permafrost dans n’importe quelle zone des alpes et ce, dans des contextes variés tels que la recherche ou l’analyse spatiale. Les résultats montrent que les pays avec les plus grandes zones de permafrost dans les alpes sont la Suisse, suivie par l’Italie, l’Autriche, La France et l’Allemagne. La Slovénie et le Lichtenstein présentent également des zones de permafrost, bien que ces dernières restent marginales. Cependant, dans tous les pays, l’étendue des surfaces occupées par le permafrost est inférieure à l’étendue des surfaces occupées par les glaciers.

 

boeckli & al. 2012 - A

Alpes Suisses :
Pour traiter la question de l’incertitude associée à l’échelle dans les modèles d’étude du permafrost, nous avons traité les données de 390 sites de mesures de la température de surface, enregistrées dans les Alpes Suisses, sur un terrain à forte variabilité topographique. Nous avançons ici une méthode pour programmer, mettre en place et récupérer, de manière efficace, un grand nombre d’appareils de mesure, et proposons une stratégie visant à éviter les pertes de données décrites dans les études antérieures. Nous présenterons les données enregistrées après une année complète de mesures. Les résultats mettent en évidence les variations de température de surface du sol, à 2 échelles différentes, allant de quelques mètres à quelques kilomètres.

A une échelle plus large, la dépendance à l’altitude, la pente, aux différentes caractéristiques du sol, des températures moyennes annuelles, est modélisée grâce à un modèle de régression linéaire multiple.

La température moyenne annuelle du sol mesurée les différents appareils d’enregistrement met en évidence une variation de -4°C à 5°C sur une zone d’environ 16km² et sur une bande altitudinal connaissant une amplitude d’environ 1000m. Les données recueillies montrent également que cette variation de 6°C se retrouve sur une bande altitudinale de seulement 300m d’amplitude. De plus, les variations observées à une échelle plus fine mettent en valeur une très forte variabilité (jusqu’à 2.5°C) sur des distances de moins de 14m.

Les effets de cette variabilité importante sur un modèle de validation des variables environnementales, ainsi que les différentes applications qui en découlent dans les régions alpines sont discutés.

Afin d’expliquer l’organisation spatiale et les variations de GST autours de Corvatsch, 39 secteurs d’études ont été selectionnés, afin que la majorité des variations topographiques, présentent dans la zone d’étude d’environ 16km², soient représentés. La démarche est double D’une part, le choix des différents secteurs d’étude se fondent sur l’influence des différentes variables topographiques comme l’altitude, la pente, le type de sol ou encore la courbure du sol. D’autre part, la démultiplication des mesures de température, sur chaque secteur d’étude de 10x10m, permet de mettre en évidence les variations de températures à une échelle plus fine. Afin d’étudier les variations de GST engendrées par la pente, la forme et les différentes caractéristiques du sol, une bande altitudinale fut choisi afin d’y concentrer les mesures. Cette bande test se situe entre 2600 et 2900m. Certains secteurs d’études ont pourtant été placés en dehors de cette bande, comme témoins, afin de montre les effets de l’altitude sur la GST. Tous les paramètres de variabilité tels que les pentes raides et douces, les différents types de sols, les différentes tailles de matériaux etc … sont représentés dans les secteurs d’études. Afin d’enregistrer les températures de surface du sol et d’éviter le réchauffement direct des capteurs par les rayons du soleil, ces derniers ont été enterrés à environ 5 cm dans le sol ou positionné entre des blocs de taille importante. La température est mesurée avec une périodicité de 3h et une précision de 0.0625°C.

Gubler & al. 2011 - A

Alpes :
Le permafrost est défini comme un matériau de la lithosphère (sol ou rocher) qui reste à 0°C ou moins pendant plus de deux ans. Le permafrost peut contenir de l’eau ou de la glace, mais ce n’est pas impératif. Par définition, les glaciers ne sont pas du permafrost. La couche superficielle qui recouvre le permafrost est appelée «couche active» car les températures peuvent dépasser à certaines saisons les 0°C. Dans les Alpes, la couche active a une épaisseur d’environ 0,5 à 8 m. Contrairement au permafrost des zones de faible altitude, le permafrost de montagne est largement influencé par la topographie très contrastée. La répartition du permafrost de montagne est donc très hétérogène, elle varie en fonction de la topographie, de la géomorphologie et des conditions climatiques dans les Alpes.

Les régions de haute altitude et de haute latitude sont généralement considérées comme particulièrement sensibles aux effets du changement climatique. Une grande partie du permafrost dans les Alpes est proche du point de fusion. Elle est donc très sensible au réchauffement atmosphérique. Les effets thermiques et géomorphologiques possibles sont variés et les réponses thermiques du permafrost de montagne peuvent être les suivantes : (i) Augmentation de la température du sol et donc réchauffement du permafrost ; (ii) Fonte du permafrost avec trois effets : réduction de l’étendue des zones de permafrost, épaississement de la couche dégelée en saison chaude, et augmentation de la circulation et de la pression de l’eau dans le sol; (iii) Modifications du nombre et des caractéristiques des cycles gel-dégel.
L’objectif principal du projet PermaNET était de compiler toutes les données et toutes les observations sur la répartition du permafrost et son évolution dans un climat changeant, de créer ainsi une base de connaissances commune permettant des discussions plus objectives dans ce domaine. Pour la première fois, un ensemble harmonisé et standardisé de données sur la répartition du permafrost dans les Alpes a pu être élaboré.

Mair & al. 2011 - R PermaNET

Glacier rocheux du Ritigraben (Swiss Alps):
Une accélération des taux de déplacement des glaciers rocheux est observée dans les années 1950 et 1960, suivie d'un ralentissement à partir des années 1970, avant une nouvelle augmentation après le début des années 1990. A l'échelle décennale, les changements mesurés dans les mouvements du glacier rocheux du Ritigraben sont en accord avec les changements dans les températures atmosphériques dans les Alpes. Les données géodésiques indiquent des taux de déplacement dans la partie frontale du glacier rocheux jusqu'à 0.6–0.9 m yr−1 depuis le début des mesures systématiques en 1995.
Les taux de déplacement horizontal superficiel du glacier rocheux ont été évaluées par des levés géodésiques annuels à haute résolution avec une précision de mesure de l'ordre de quelques millimètres et des analyses photogrammétriques à basse résolution réalisées afin d'évaluer les taux de déplacement moyens pour trois périodes sur les derniers 50 ans, à savoir 1958-1975, 1975-1993 et 1993-2005 (dans cette approche, la position des rochers a été évaluée sur des paires stéréo de photographies aériennes analogiques noir et blanc).

Lugon & Stoffel 2010 - A

Alpes :
Le climat contrôle l’état et l’évolution du pergélisol de montagne à deux échelles temporelles principales :
• à long terme (de la décennie au millénaire), l’évolution du bilan radiatif à la surface du sol (qui, en simplifiant, peut être approché par la température moyenne de l’air) influence les possibilités de développement, de maintien ou de dégradation du pergélisol au sein d’une tranche altitudinale donnée ;
• à moyen terme (de l’échelle saisonnière à inter-annuelle), la combinaison des fluctuations de la température de l’air et du couvert neigeux (épaisseur et développement au cours de l’hiver) constituent les deux principaux contrôles de la température du pergélisol et de sa dynamique (écoulement, bilan volumique) .

Alpes françaises :
La distribution du pergélisol de montagne en France est la suivante :
Parois rocheuses supra-glaciaires (3200-4500 m) : Le permafrost en parois rocheuses supra-glaciaires est surtout présent dans les massifs du Mont Blanc, de la Vanoise et des Ecrins. La présence de ce type de permafrost continu est attestée principalement par la présence de glaciers suspendus et de pentes glacées raides. La distribution du permafrost de paroi peut être estimée en utilisant un modèle de bilan d’énergie de surface, qui calcule les températures annuelles moyennes à la surface de la roche. Une modélisation de ce type a été réalisée sur le massif du Mont Blanc.
Formations superficielles (2400-3200 m) : Le permafrost dans les formations superficielles (éboulis et moraines principalement) est largement présent dans les Alpes, surtout dans les régions où les glaciers sont de taille réduite ou absents. La principale manifestation géomorphologique de la présence de ce type de permafrost est le développement de glaciers rocheux, qui sont constitués d’un mélange de débris rocheux et de glace affecté d’un fluage lent vers l’aval et présentant une morphologie de surface typique. Un modèle statistico-empirique a été développé pour modéliser la distribution potentielle de ce type de permafrost. La surface de permafrost potentielle des Alpes françaises représente, d’après le résultat de cette modélisation, environ 1300 km2 (après déduction des surfaces englacées). Les données des mesures BTS (Bottom Temperature of Snow cover) et GTS (Ground Surface Temperature) illustrent le rôle majeur des conditions d’enneigement sur les températures de (sub)surface dans les formations superficielles [voir les résultats dans le rapport].
Eboulis de l’étage infra-périglaciaire (1000-2400 m) : Un permafrost sporadique peut être trouvé à basse altitude, en des endroits où les conditions locales conduisent à un surrefroidissement du sol. C’est le cas en particulier dans des éboulis ventilés (ou « éboulis froids ») et dans des glacières karstiques
.
Le réseau PermaFRANCE vise le suivi non seulement du permafrost, mais de tous les phénomènes liés au gel à différents niveaux d’altitude, et inclut tant le suivi de l’évolution thermique que l’observation et le suivi des processus. Il s’appuie sur un ensemble de sites instrumentés, sélectionnés en fonction des objectifs scientifiques du réseau, mais aussi des moyens logistiques des partenaires : (i) pour le permafrost en parois rocheuses, les recherches sont concentrées dans le massif du Mont Blanc ; (ii) pour le permafrost en formations superficielles, les recherches sont menées sur plusieurs sites répartis dans les Alpes du Nord et les Alpes du Sud françaises. Idéalement, le réseau devrait à terme permettre d’appréhender les gradients Nord-Sud et de continentalité ; (iii) pour les éboulis froids, les recherches se concentreront sur les sites les plus représentatifs à divers niveaux d’altitude. Chaque site est sous la responsabilité de l’un des partenaires de PermaFRANCE, qui en assure la maintenance, le relevé des données, leur interprétation et leur archivage.

Le réseau PermaFRANCE représente la contribution française au réseau alpin PermaNET et au réseau mondial GTN-P (Global Terrestrial Network for Permafrost).

Schoeneich & al. 2010 - R: PermaFRANCE

Glacier rocheux du Laurichard (Briançonnais,Alpes françaises du Sud) :
Premièrement, il apparaît que les vitesses de surface du glacier rocheux du Laurichard ont augmenté au cours des années 1990 puis ont diminué après 2004, comme observé pour d'autres glaciers rocheux dans les Alpes. La vitesse moyenne a augmenté de 0,48 m/an (σ = 0.12) en 1986 à un maximum de 1,2 m/an (σ = 0.32) en 2004. Quatre phases principales sont identifiées : (1) des vitesses faibles d'environ 0,5 m/an sur la période 1986–1991; (2) une accélération marquée jusqu'à 1,0 m/an en 1991–1997; (3) des vitesses fluctuantes et élevées jusqu'à 1.2 m/an en 1997–2004 ; et (4) une décélération à 0,7 m/an en 2004–2006. Ces phases apparaissent synchrones avec les variations régionales de la température de l'air. Bien que les mesures géodésiques n'ont pas été effectuées annuellement avant 1999, il apparaît que la variabilité interannuelle observée après cette année est significativement plus basse que le changement multi-annuel jusque là. L'augmentation des vitesses de surface du glacier du Laurichard entre 1986 et 1999 pourrait donc être liée à l'augmentation des températures, les vitesses les plus élevées de 1999–2004 sont synchrones avec les températures les plus hautes, et la décroissance de la vitesse après 2004 est associée à la baisse des températures de l'air. Des observations similaires ont été faites sur des glaciers rocheux ailleurs dans les Alpes (Roer et al., 2005; Kääb et al., 2007; Delaloye et al., 2008).

Deuxièmement, entre 1986 er 2006, une diminution de la résistivité et des chngements dans les courbes de résistivité suggèrent que des changements se sont produits dans la structure interne du glacier rocheux. Toutefois, un amincissement potentiel de la couche active et une réduction du contenu en glace n'ont pu être totalement confirmés en l'absence d'autres investigations géophysique et/ou mécaniques. L'augmentation de la vitesse de surface et la diminution de la résistivité peuvent néanmoins être liées à l'augmentation hypothétique de la température du permafrost.

L'influence du développement de la couverture neigeuse au début de l'hiver sur la vitesse de surface est apparente sur la période 1986–2006. Au cours des six dernières années de l'enregistrement, la variabilité interannuelle de cette dernière a suivi la température de surface mesurée au sol, qui est elle-même liée à la température de l'air et aux conditions d'enneigement. Une grande quantité d'eau de fonte en raison d'une couverture de neige épaisse peut aussi expliquer les pics de vitesse en 2001 et 2004. Cependant, l'année 2003-2004 a été inhabituelle non seulement à cause du pic de vitesse, mais aussi parce qu'il a été accompagné par un abaissement généralisé de la surface du glacier rocheux, attribué aux forts apports d'énergie en surface qui ont causé la fonte de 10 cm de glace de sol.

D'autres investigations géophysiques et observations de surface du glacier rocheux du Laurichard sont nécessaires, en particulier pour vérifier si le permafrost est à son point de fusion. Un tel monitoring est nécessaire pour comprendre la manière dont le permafrost de montagne dans les Alpes du Sud répond au forçage atmosphérique. Il est particulièrement important d'examiner la sensibilité à court et moyen terme des dépôts de matériaux gelés en train de se réchauffer, car ils peuvent devenir dangereux s'ils sont déstabilisés sur des terrains en pente.
Deux jeux de données principaux de mesures de vitesse de surface et de sondages géoélectriques ont permis de caractériser la structure interne et le mouvement du glacier rocheux du Laurichard.

Les données utilisées pour analyser les caractéristiques principales du climat de la région proviennent des quatre stations météorologiques les plus proches (Briançon, Monêtier-les-Bains, Saint-Christophe-en-Oisans, La Grave, situées respectivement à 1324, 1459, 1570 et 1780m d'altitude) sur la période 1960–1991.

Les relations possibles entre le climat et la cinématique du glacier rocheux ont été examinées sur trois intervales de temps : 1986–2006, 2000–2006 et 2003–2004.

Bodin & al. 2009 - A

Alpes :
Températures des glaciers rocheux
La variation des conditions d'enneigement annuelles change le comportement de la MAGST par rapport à la MAAT (température atmosphérique annuelle moyenne) : les deux n'évoluent pas de façon parallèle. Malgré l'effet de la neige, un comportement homogène de la MAGST est observé à l'échelle régionale (Delaloye et Monbaron, 2003). Les variations les plus marquées de la MAGST sont également comparables à l'échelle interrégionale avec, cependant, quelques différences en 2005-2006 (valeurs plus froides dans les régions occidentales 1-3). Trois périodes avec des MAGST plus chaudes ont eu lieu en 2001, 2003/04 et 2007, 2003/04 étant le plus chaud.

Les épisodes chauds de 2003 et 2006/07 n'ont pas affecté la MAGST de la même manière. En 2003 une forte augmentation de la MAGST s'était déjà produite pendant l'hiver en raison de l'effet isolant de la neige précoce (Von der Mühll et al., 2007); une deuxième phase de réchauffement a suivi en été, causée par la canicule. Une MAGST extrêmement élevée a été atteinte vers la fin de 2003. En 2006/07, la situation était l'inverse. Des chutes de neige moindres et plus tardives au début de l'hiver ont favorisé le refroidissement de la surface du sol malgré la persistance de températures atmosphériques douces. La MAAT extrêmement élevée s'est donc trouvée fortement atténuée dans la MAGST.

Vitesses des glaciers rocheux
Malgré les différences de taille, de morphologie, de vitesse annuelle, du rythme saisonnier, etc., les glaciers rocheux comparés ont montré un comportement assez homogène et synchrone. Trois phases de reptation avec des taux plus élevés peuvent être observées en 2000/01, 2003/04 et 2006/07. Elles ont toutes été précédées par une période avec des MAGST élevées.

Chaque glacier rocheux a atteint sa vitesse maximale absolue ou relative en 2003/04, avant qu'une diminution radicale ne se produise pour la plupart d'entre eux entre 2004 et 2006 (jusqu'à -81 %). La diminution a été généralement plus forte à l'Ouest (Régions 1-3) qu'à l'Est (Régions 5-6). Des vitesses stationnaires ou légèrement accrues ont été observées partout en 2006/07.

La situation de 2000/01 a été plus contrastée. Un taux de déformation maximal s'est produit dans la Région 4 et a été presque atteint dans la Région 1. Des maximums relatifs ont été observés pour les Régions 3 et 6 (pas de données pour la Région 2) alors qu'aucun maximum n'est documenté dans la Région 5. Des régions voisines n'ont pas montré un comportement similaire quant au déplacement des glaciers rocheux.
Les 16 glaciers rocheux observés sont situés dans six régions distinctes :
Région 1- Alpes du Sud-ouest (France) : glacier rocheux de Laurichard;
Région 2- Alpes suisses occidentales (Valais) : glaciers rocheux de Mille, Aget-Rogneux, Mont-Gelé B et C, Tsarmine, Becs-de-Bosson, HuHH1 et HuHH3;
Région 3- Alpes suisses du Nord-ouest (Alpes bernoises) : glacier rocheux de Furggentälti;
Région 4- Alpes suisses orientales (Haute Engadine) : glacier rocheux de Büz Nord;
Région 5- Alpes autrichiennes occidentales : glaciers rocheux de Ölgrube et Reichenkar;
Région 6- Alpes autrichiennes centrales : glaciers rocheux de Weissenkar, Hinteres Langtalkar et Dösen.

La température de surface du sol a été mesurée pour plusieurs glaciers rocheux. Les variations de la température annuelle moyenne de surface du sol (MAGST) sont utilisées comme donnée indirecte pour le régime thermique du permafrost à faible profondeur.

Les vitesses interannuelles sont déterminées par des mesures terrestres (géodésiques ou GPS kinématique en temps réel). La campagne annuelle pour chaque glacier rocheux est effectuée autant que possible à la même date pour éviter l'effet des variations saisonnières, potentiellement fortes. De 10 à plus de 100 points par glacier rocheux sont surveillés. Les valeurs comparées représentent la vitesse horizontale moyenne de tous les points de déplacement ayant des séries ininterrompues.

Delaloye & al. 2008 - P

Glacier rocheux de Furggentälti (Alpes Bernoises, Suisse) :
Une première évaluation photogrammétrique du glacier rocheux de Furggentälti en 1996 (Krummenacher et al. 1998) a révélé des vitesses de surface exceptionnellement hautes et une augmentation rapide durant la fin des années 1980 et le début années 1990. D'autres investigations photogrammétriques (Mihajlovic et al. 2003) ont confirmé cette tendance multi-décennale, qui a également été observée pour les glaciers rocheux voisins de la vallée. Les dernières données révèlent une augmentation des vitesses de surface le long de la ligne médiane du glacier rocheux, un ralentissement sur les côtés et l'inactivation de parties périphériques du glacier rocheux.

Depuis 1994, des campagnes de surveillance terrestres annuelles ont mis en évidence des variations interannuelles de l'activité du glacier rocheux, montrant clairement que les tendances à l'accélération et au ralentissement des vitesses superficielles sont contrôlées thermiquement. Le régime reflète clairement le réchauffement en cours du site, avec une certaine atténuation entre 2005 et 2007.

Un régime d'activité saisonnier a été détecté pendant une série de campagnes de surveillance répétées d'août 1998 à octobre 1999 (Mihajlovic et al. 2003). Après un ralentissement continu au cours de l'hiver, le processus d'avancée du permafrost s'accélère rapidement au début du printemps, quand l'eau s'infiltre dans la couche active gelée et les matériaux du glacier rocheux, déclenchant un réchauffement instantané des conditions thermiques.

La période de contrôle des GST (1994 à 2007) présente des fluctuations interannuelles positives et négatives des WEQT, qui coïncident avec les variations positives et négatives de l'activité du glacier rocheux. En cas d'activité positive, les conditions atmosphériques pendant l'année précédente ont mené à une augmentation générale des températures de la glace, alors qu'en cas inverse un refroidissement généralisé s'était produit.

L'occurrence d'hivers peu enneigés répétés depuis le début des années 1990 n'a pas mené à un refroidissement général du permafrost. À l'altitude modérée du site (moyenne des températures atmosphériques de 0.1°C pour la période 1988-2006), l'importance du rôle de protection contre le rayonnement solaire du manteau neigeux au début de l'été excède "l'effet rafraîchissant" de l'absence de neige pendant la période de refroidissement du début de l'hiver.
L'étude porte sur un glacier rocheux en forme de langue d'environ 250 m de long situé dans la partie occidentale de la vallée de Furggentälti. Le glacier rocheux est situé sur une pente d'environ 20° exposée au Nord et son front débouche dans le fond de la vallée, à une altitude d'environ 2450 m.

Le projet de surveillance à long terme, amorcé en 1988, consiste en plusieurs programmes de mesure concernant les données météorologiques, les températures au sol, les températures de surface du sol (GST) et les données d'activité du glacier rocheux obtenues grâce à des investigations aériennes et terrestres. La température hivernale d'équilibre (WEQT) est utilisée comme une estimation de la température du permafrost à son état le plus froid de l'année. La WEQT est dérivée des GST enregistrées en continu, qui sont mesurées à plusieurs endroits de la surface du glacier rocheux.

Mihajlovic & al. 2008 - P

Alpes françaises, face ouest des Drus :
Cet article étudie les écroulements qui ont affecté l’emblématique face ouest des Drus (massif du Mont-Blanc, France) depuis la fin du petit âge glaciaire. Le grand attrait touristique de cette paroi subverticale, d’un commandement de 1 000 m et qui culmine à 3 754 m, a engendré une iconographie abondante, permettant de comparer des photographies. Leur interprétation, complétée par des témoignages historiques et par une topométrie à l’aide d’un LiDAR terrestre, fonde une reconstitution de l’évolution de l’instabilité de la face ouest des Drus au cours des cent cinquante dernières années. Huit écroulements rocheux ont ainsi affecté cette face entre 1905 et 2005, avec un volume total écroulé de 335 000 ± 15 000 m3. Leur enchaînement a produit l’érosion régressive du pilier Bonatti (hauteur excédant 500 m), qui s’est accélérée à partir de 1950 avec des volumes et une fréquence croissants jusqu’à la disparition complète du pilier lors de l’écroulement de juin 2005 (volume supérieur à 250 000 m3). Cette reconstitution de l’évolution morphodynamique récente de la face ouest des Drus donne lieu à une discussion sur les facteurs déclenchant ces écroulements.
  Ravanel & Deline 2008 - A
Alpes suisses et autrichiennes :
Dans de nombreuses régions de haute montagne, le réchauffement du sol gelé en permanence à la fois dans les formations superficielles à débris grossiers et dans les parois rocheuses a une influence majeure sur la stabilité des versants. Dans ce contexte, les indices de déstabilisation de glaciers rocheux actifs, tels que des vitesses horizontales élevées (jusqu'à 4 m/an), des taux d'avancée du front jusqu'à 4 m/an, et le développement de fissures sous forme de crevasses (jusqu'à 14 m de profondeur), ont été documentés et mesurés dans les Alpes depuis quelques années. A côté de la connaissance limitée de la dynamique des glaciers rocheux, l'hypothèse principale est que les principaux facteurs contrôlant le développement des fissures et la déstabilisation des langues des glaciers rocheux sont les propriétés rhéologiques de la glace en cours de réchauffement. En outre, les auteurs postulent que les effets hydrologiques de l'eau non gelée au sein de la couche active, du corps du pergélisol, ou à sa base, peuvent contribuer à l'initiation de mouvement de masse similaires à des glissements de terrain.

L'influence de l'augmentation de la température de l'air sur la résistance de mélanges glace-roche a été démontrée par Davies et al. (2001) par des tests en laboratoire. Ils ont montré que l’augmentation de la température de l’air - et par conséquent du sol - conduit à une réduction de la résistance au cisaillement des discontinuités cimentées par la glace et peuvent donc induire des ruptures de versant. En outre, Kääb et al. (2007) ont conclu à partir de la modélisation et d’investigations sur le terrain, que le fluage d’un matériau granulaire gelé en permanence proche de 0°C est nettement plus sensible au forçage climatique que le fluage de matériau plus froid. Les résultats de leur modélisation soulignent également l'importance d'une meilleure compréhension des horizons/surfaces de cisaillement dans les glaciers rocheux, car ils semblent être les parties les plus sensibles de la réponse des terrains à pergélisol au réchauffement atmosphérique et du sol.
La déstabilisation des glaciers rocheux actifs est indiquée par des changements dans leur cinématique, leur géométrie et leur topographie. Ces phénomènes sont étudiés qualitativement sur le terrain et par l'interprétation de photographies terrestres et aériennes. Les vitesses horizontales, les taux d’avancée du front des glaciers rocheux, ainsi que le développement et la profondeur des fissures, sont évalués et quantifiés par l'utilisation d’othophotos numériques et par des mesures GPS différentiel sur le terrain. En outre, la technique de télédétection InSAR (Interferometric Synthetic Aperture Radar) a récemment été appliquée pour détecter les changements de relief. Une fois les déstabilisations détectées, les glaciers rocheux ont été suivis régulièrement et monitorés.

Roer & al. 2008 - P

Alpes françaises (glacier rocheux du Laurichard, Massif de Combeynot):
L’augmentation des températures du pergélisol dans les Alpes est nette à partir de 1990, s’interrompt en 1995 (hiver peu enneigé) mais la tendance générale se poursuit (+0,025°C/a à 19m entre 1985 et 2002). L’hiver neigeux de 2003-2004 a clairement empêché le sol de se refroidir, conservant l’excès de chaleur stocké durant l’été 2003. Les vitesses élevées de 2004 et l’affaissement notable de la surface (fonte du toit du pergélisol) du glacier rocheux de Laurichard pourraient en être les conséquences.

L’accélération du glacier rocheux de Laurichard durant la décennie 90 suit une tendance marquée dans les Alpes. Après un maximum en 2001, les vitesses retrouvent des valeurs comparables à la période 1980-90. Si les tendances de la température annuelle moyenne de l’air à Monetier et de la vitesse moyenne du glacier rocheux sont proches, les variabilités diffèrent significativement, et les décalages indiquent l’influence d’autres contrôles (en particulier l’enneigement). Le contrôle climatique le plus significatif semble être la température en décembre : rôle de la date d’installation du manteau neigeux dans l’isolation thermique du sol.
 

Bodin & al. 2007 - P

Alpes :
De nombreuses observations de grandes quantités de glace dans des parois rocheuses alpines existent. Pendant la construction de la station sommitale du téléphérique de Chli Matterhorn (3820 m) vers Zermatt (Suisse), des fractures remplies de glace ont été trouvées près des entrées d’un tunnel qui traverse la cime [Keusen and Haeberli, 1983]. La construction de fondations pour le téléphérique de Hothälli (3286 m) à Rote Nase (3250 m) a révélé des fractures remplies de glace avec des largeurs allant jusqu’à 20 cm en profondeur [King, 1996]. Des joints remplis de glace ont également été observés à la station du Sphinx (3500 m) à la station de la Jungfraujoch [Wegmann, 1998] et au sommet du Chli Titlis en Suisse [Haeberli et al. 1979]. D’énormes quantités de glace ont également été trouvées à des profondeurs de 42 et 90 m dans des trous de forages du lit rocheux près de la Stelvio Pass (3000 m), Italie [Guglielmin et al., 2001] et dans la zone très fracturée entre 12 et 14 m de profondeur d’un trou de forage au Colle Nord di Cime Bianche (3100 m), Vallée d’Aoste, Italie (M. Guglielmin, communication personnelle, 11 avril 2006). Le personnel de la station sommitale de l’Aiguille du Midi (3850 m) près de Chamonix en France a noté des écoulements d’eau dans les tunnels de la station pour la première fois pendant l’été 2003. D’importantes quantités de glace retrouvées dans les zones de détachement de chutes de rochers viennent corroborer les observations présentées plus haut.

Des percolations d’eau dans des rochers très fracturés peuvent contribuer de manière plutôt uniforme à un transfert de chaleur et mènent à un développement précoce d’une couche active plus épaisse qui peut être comparée avec une pure conduction de chaleur. Dans des crevasses plus larges, des mouvements d’eau peuvent causer des zones de fontes discrètes qui s’étendent de manière significative dans le permafrost environnant. Des percolations d’eau dans les tunnels des stations de la Jungfraujoch (3500 m) et de l’Aiguille du Midi (3830 m), observées pour la première fois pendant l’été 2003, ont certainement été causées par cet effet.

Il est étonnant que l’épaississement de cette couche active est plus précoce que le laisse prévoir un modèle de conduction de la chaleur à une dimension [cf. Gruber et al., 2004b]. Une fonte précoce dans une topographie plus complexe que dans un cas à une dimension et une fonte par les circulations d’eau liquide sont des explications possibles.

Immédiatement après la disparition de faces englacées ou de glaciers suspendus froids, une couche active initiale se développe dans les rochers exposés. Une augmentation lente des températures ou un été extrêmement chaud peuvent dégrader le permafrost juste en dessous de cette couche active.  

Le réchauffement et la dégradation de permafrosts dans du rocher sont plus rapides car il contient généralement moins de glace que les autres types de permafrosts. De plus, le réchauffement progresse de différents côtés dans un terrain raide et, est plus rapide et plus intense que dans des situations où il y un réchauffement sur une dimension en dessous d’une surface plane [Noetzli et al., 2007].Ceci signifie que, d’une point de vue uniquement géométrique, le dégradation du permafrost est plus rapide et plus profonde près d’une arête ou d’un pic que dans une pente droite.

La couverture neigeuse affecte les températures du sol par accroissement de l’albédo, la consommation d’énergie de fonte et en isolant la surface du sol de conditions atmosphériques froides. De nombreux chercheurs ont étudié les effets de la neige sur les permafrosts dans des topographies « douces » [Keller & Gubler, 1993; Zhang et al., 1996, 2001; Bernhard et al., 1998; Ishikawa, 2003; Lütschg et al., 2003]. Ces recherches doivent être interprétées avec la plus grande précaution pour les terrains très pentus. La couverture neigeuse dans des pentes rocheuses raides est généralement mince et intermittente et ses effets d’isolation sont limités. Les falaises rocheuses s’étendent souvent à des altitudes plus élevées que l’altitude de la ligne d’équilibre locale, au dessus de laquelle des pentes plus douces seraient recouvertes par des glaciers. Avec l’élévation de l’altitude, la proportion de précipitations solides augmente et les chutes de neige peuvent contribuer au refroidissement de pentes raides, même pendant l’été. L’effet de refroidissement de la neige diminue dans les fortes pentes à cause de la réduction de la couverture neigeuse. Des pentes avec des faibles pentes favorisent une couverture neigeuse épaisse et isolante qui réduit l’effet de refroidissement.

Le concept de refroidissement par la neige ou par compensation thermique est supporté par des températures de la roche de – 12°C qui ont été mesurées pendant la construction de la gare d’arrivée du téléphérique du Chli Matterhorn [Keusen & Haeberli, 1983]. Même si la supposition d’un réchauffement atmosphérique du 20ième siècle de 1.0°C [Haeberli & Beniston, 1998; Böhm et al., 2001], ceci reste 3°C plus froid que les résultats du modèle [Gruber et al., 2004a] pour une pente raide orientée Nord pour le même emplacement. Par contraste, les températures mesurées en profondeur sur l’arête Est de la Jungfrau par Wegmann [1998] coïncident avec les résultats modélisés présentés par Gruber et al. [2004a]. Ce lien entre des températures à la surface et en dessous de la couche active dans des pentes rocheuses est actuellement faible en raison du manque de mesures.
Revue bibliographique et interprétation d'observations directes

Gruber & Haeberli 2007 - A

Alpes suisses :
Entre 1987 et 2006, une tendance à l'accroissement de l'épaisseur de la couche active du glacier rocheux de Murtèl-Corvatsch (Haute-Engadine), avec des valeurs maximales pour les années 2002 à 2006, a été mise en évidence. L'évolution de la température à une profondeur de 23,6 mètres pour le même glacier rocheux montre une nette tendance à la hausse depuis 1987.
Revue bibliographique

North & al. 2007 - R: OFEV

Alpes françaises :
Dans les Alpes méridionales, là où le permafrost ne fait que quelques mètres d’épaisseur, son processus de disparition s’est enclenché très rapidement, peut-être en réaction aux récents pics de chaleur enregistré ces derniers étés bien qu’aucune mesure ne permette d’être affirmatif sur ce point.
 

Compagnon & Marie 2006 - R: RTM

Alpes suisses :
L'augmentation de la température qui s'est produite dans les dernières décennies provoque la fonte des glaciers et des sols gelés. Le changement se manifeste d'abord dans les couches superficielles, à une profondeur de quelques mètres, dans des zones sans neige et des petites zones de permafrost de peu d'importance.
 

Götz & Raetzo 2006 - P

Alpes suisses - Torrent du Durnand (Valais) :
La fonte du pergélisol a été observée dans la zone de départ du torrent du Durnand suite à la lave torrentielle de juillet 2006. Un 0° C diurne au-dessus de 4200 m pendant pratiquement tout le mois de juillet a activé la fonte de la tranche supérieure (3-4 m) du glacier rocheux. Sous l’effet de la chaleur cumulée, la tranche supérieure du glacier rocheux se trouvait fin juillet dans une phase d’équilibre instable par le seul fait de sa fonte et de celle des névés.
Observations de terrain à la suite de l'événement.

Rouiller 2006 - P

Alpes suisses (région du Mont Gelé) :
Aux Lapires, on observe ce qui pourrait être une des conséquences de la canicule de l'été 2003: à 4 mètres de profondeur, la température est désormais clairement supérieure à 0°C, ce qui n'était pas le cas auparavant. Cela signifie que le niveau actif du pergélisol s'est épaissi. Désormais, il faut descendre à plus de 4 mètres pour atteindre le toit du pergélisol. L'analyse des résultats obtenus pour les forages au col des Gentianes montrent une lente réaction du permafrost aux évolutions climatiques et la très grande complexité de cette réaction.

Les vitesses de mouvement du glacier rocheux B du vallon des Yettes ont doublées en moins de 3 ans (50 à 125 cm/an en 2000-2001 à comparer avec 100 à 250 cm/an en 2003-2004). Sur le glacier rocheux C du vallon des Yettes, les mouvements de surface ont augmentés de 76% entre 2000-2001 et 2003-2004. Une trentaine de glaciers rocheux dans les Alpes ont montré des signes identiques d'accélération des mouvements. Cette accélération des mouvements de glaciers rocheux est mise en rapport avec le réchauffement climatique, sans toutefois être démontrée.
Forages (Les Lapires et Col des Gentianes) permettant de mesurer les températures en permanence à différentes profondeurs dans le permafrost.

Suivi des mouvements sur les glaciers rocheux du vallon des Yettes grâce à la méthode du GPS différentiel qui donne des précisions de mesures de l'ordre du cm.

Lambiel & Delaloye 2005 - R

Alpes :
Une accélération des glaciers rocheux a été observée dans tous les secteurs de l'arc alpin, des Hautes-Alpes (France), via le Valais et les Grisons (Suisse), jusqu'aux provinces autrichiennes de Carinthie et du Tyrol. Les vitesses horizontales de surface mesurées présentent des accélérations d'ampleurs différentes (5 à 350 %), débutant surtout dans les années 1990. De plus, des changements verticaux distincts ont été observés dans certains secteurs.
Des méthodes différentes (surveillance géodésique terrestre, GPS et photogrammétrie numérique) ont été appliquées, couvrant surtout les périodes entre 1975 et 2004.

Roer & al. 2005 - P

Alpes suisses :
La plus longue série continue de mesures de températures dans du permafrost de haute montagne en Europe est celle du trou de forage de 58 m situé à Murtèl–Corvatsch (Engadine, Suisse). Celui-ci a été creusé en 1987 à travers des débris riches de glaces en mouvements lents (Vonder Mühll et al., 1998; Haeberli et al., 1988; Vonder Mühll, 2001).

Un réchauffement rapide des 25 m supérieurs du permafrost a été observé entre 1987 et 1994. La température moyenne annuelle du sol est supposée avoir augmentée de – 3.3°C (1988) à – 2.3°C (1994). Cependant, des chutes de neige limitées en décembre et janvier pendant l’hiver 1994-1995, suivi par des chutes de neige modérées pendant l’hiver 1995-1996 ont causé un refroidissement intense du sol et les températures du sol sont revenues à leurs valeurs de 1987. Une couverture neigeuse précoce était mince pendant l’hiver 1998-1999 et les températures hivernales du sol sont restées basses en 1999, 2000 et 2001. Les températures moyennes du permafrost à une profondeur de 11m sont remontées et redescendues de 1°C et de 0.4°C à 20 m pendant les 15 années d’observations ; la variable dominante est la couverture neigeuse plutôt que les moyennes de température atmosphériques. Ainsi, l’interprétation de modélisations d’inversion, basées sur des profils de forages de PACE doit prendre en compte la complexité de la relation entre les températures de surface du sol et les températures atmosphériques, plus particulièrement l’effet modulateur important des conditions d’enneigement.

A tous les sites [de forage], l’épaisseur du permafrost dépassait les attentes basées sur les températures atmosphériques. Dans tous les cas, la profondeur de pénétration du signal thermique saisonnier était d’environ 20 m.  

En moyenne, le réchauffement du permafrost pendant les 15 années d’observations à Murtèl–Corvatsch à été d’environ 0.6°C à 11.6 m (dans la fourchette de profondeur de l’importante variation saisonnière des températures) et de 0.2°C à 20 m (en dessous de la variation saisonnière), indiquant un réchauffement continu, voir accéléré au cours des dernières années.
Pendant les forages, les trous ont été arrosés avec de l’air comprimé et aucun liquide n’a été utilisé. Les procédures standardisées d’instrumentation comprenaient l’installation de 30 résistances thermiques individuelles calibrées avec une précision absolue meilleure que ± 0.05 °C, à des intervalles de profondeur croissants (Harris et al., 2001b). Les trous de forage ont été renforcés par des tubes en plastique pour permettre la re-calibration périodique des résistances thermiques. Les données ont été récupérées toutes les 6 heures pour les 5 mètres supérieurs et toutes les 24 heures pour les autres profondeurs.

Harris & al 2003 - A

Monde :
Il y a des évidences claires que la fonte des couches supérieures du permafrost s'est accélérée dans de nombreuses régions du monde.

Europe :
Des recherches conduites dans le cadre du programme PACE ont mis en évidence une augmentation des températures entre 0.5 et 2°C au cours des 80 dernières années dans les permafrosts européens, depuis Sierra Nevada espagnole jusqu’au Spitzberg norvégien.

Alpes:

Pendant que l’Europe croulait sous la chaleur de l’été caniculaire de 2003, la chaleur se faisait également sentir dans les Alpes où la fonte de la glace déstabilisait des paysages qui sont normalement gelés.

Dans les Alpes, la plupart des sols au dessus de 2500 m d'altitude restent gelés tout au long de l'année, avec une couche active de moins de 5 m d'épaisseur qui fond en été et regèle en hiver. Les températures au dessus de 3000m asl excèdent rarement les 0°C, même pendant de courtes périodes estivales. Au cours de l’été 2003, de la glace a fondu jusqu’à 4600m d’altitude.
 

Schiermeier 2003 - A

Alpes :
Durant la décennie 1980-1989, le permafrost s'est réchauffé de 0,5 à 1,0°C et au cours du 20e siècle la limite inférieure du permafrost est remontée de 150 à 200 mètres.
 

CIRPA 2002 - R

Alpes :
La fonte graduelle et le retrait des permafrosts alpins a déjà commencé depuis la fin du LIA. Ainsi il est estimé que la limite inférieure des permafrosts est remontée de 150 à 250 m en altitude au cours des 100 dernières années.

La dégradation des permafrosts produit un paysage de thermokarst dans lesquels le sol contient des dépressions formées par la fonte de lentilles de glace morte.
 

Bader & Kunz 2000g - R: PNR31

Alpes :
Les impacts du réchauffement sur les permafrosts sont beaucoup moins bien connus que les impacts sur les glaciers. Des mesures effectuées dans les premiers 60 mètres du sol ont montré des températures de surface plus ou moins stables ente 1950 et 1980.

Le taux annuel de fonte, causé par la fonte des particules souterraines de glace dans les pergélisols alpins, a sûrement plus que doublé depuis les années 1970 en réponse au réchauffement exceptionnel des années 1980. Ce taux tend maintenant vers l’échelle de la dizaine de centimètres par an. Des forages réalisés dans les pergélisols ont mis en évidence l’augmentation importante des températures dans ces sols, mais ce taux de réchauffement est fortement influencé par les conditions de la couverture neigeuse au début de l’hiver.
 

Harberli & Beniston 1998 - A

Suisse :
Des observations de long terme de la température du sol à Murtèl–Corvatsch ont clairement montré la sensibilité du permafrost de montagne à des changements à la fois de la température de l’air et de la durée et de la temporalité de la couverture neigeuse hivernale.
Forages dans le sol à Murtèl – Corvatsch.

Vonder Mühll et al., 1998 in Harris & al 2001 - A

Alpes :
Les zones de pergélisols périglaciaires dans les Alpes occupe aujourd’hui une zone qui est comparable à l’aire englacée et ont du être affectées de la même manière (depuis 1850, la surface englacée a perdu de 30 à 40 % de sa surface). En revanche, l’évolution séculaire des zones de pergélisols est moins bien connue. Le pergélisol alpin est typiquement entre quelques dizaines de mètres et un peu plus de 100 m d’épaisseur et les caractéristiques de la température moyenne annuelle de surface sont entre le point de fusion et -3°C..
Cf. Vonder Mühll & Holub 1992

Haeberli & al. 1997 - A

Alpes suisses :
Dans l'Est des Alpes suisses, les observations de forages indiquent une augmentation des températures du permafrost de 0,1 K par an au cours de la dernière décennie.
 

Rebetez & al 1997 - A


Modélisations

 
Résultats de recherche et interprétations
Méthodes d'observation et d'analyse
Références
Alpes :
Des approches quantitatives et des modélisations des températures dans des falaises rocheuses avec une topographie complexe existent et ont été validés avec des mesures proches de la surface. Cependant le refroidissement induit par des mécanismes liés à la couverture neigeuse et à la compensation thermique ne sont pas actuellement quantifiables. L’analyse et la modélisation de ces deux effets est difficile à cause des fortes variabilités spatiales et temporelles des conditions de surface, des flux d’énergie et des bilans de masse (de la neige) dans des pentes rocheuses raides. Des mesures processus liés à la couche active et des températures des permafrosts dans des falaises rocheuses sont onéreuses et vont probablement rester rares. A cause de la forte hétérogénéité et du coût des mesures, il est probable que d’importantes incertitudes vont demeurer dans l’interprétation des résultats, la modélisation des températures dans la roche et l’analyse des conditions thermiques des chutes de rochers.


La dégradation du permafrost dans des pentes rocheuses est causée par des conductions de chaleur et par de l’advection de chaleur par l’eau percolant dans les fractures. Les dégradations par conduction peuvent être modélisés avec une certaine confidence et les zones avec une fonte profonde et rapide ont été démontrées sur les arêtes ou dans les pics à cause d’un réchauffement par plusieurs côtés. La dégradation par advection peut rapidement menée au développement de corridors de fonte profonds le long des fractures dans le permafrost. Ce processus a le potentiel de déstabiliser des volumes de roche beaucoup plus importants que ceux causés par la conduction sur une même période de temps. Des données quantitatives et la compréhension de la fonte par advection dans des permafrosts de pente rocheuse sont rares. Parce qu’une stratégie de modélisation réaliste requiert beaucoup plus de données d’entrée qu’une modélisation de la conductivité, il est probable que des modélisations réalistes restent difficile à réaliser.


Une approche de modélisation qui utilise des scénarios de changement climatique extrapolés à partir de modèles climatiques régionaux et globaux [Salzmann et al., 2007] pour alimenter un modèle de température de surface [Gruber et al., 2004a] et un modèle de conduction de la chaleur en 3D sous la surface a été évaluée par topographie synthétique. Cette approche peut être appliquée à de la topographie réelle pour projeter, par exemple, l’évolution thermique de la roche sous des infrastructures. Cependant, les effets de la chaleur « advectée » par l’eau dans des fractures rocheuses reste une inconnue importante.
Les difficultés à modéliser certains aspects de la modélisation des transferts de chaleur dans les permafrosts sont présentés. Les modèles sont détaillés dans le texte.

Gruber & Haeberli 2007 - A

Alpes :
Le champ des températures à l'état stable pour une topographie de haute montagne est principalement contrôlé par les variations spatiales de températures de surface entre les différents versants et est peu influencé par le flux de chaleur géothermique dans les parties plus hautes. Les isothermes sont presque verticales et un important flux de chaleur est dirigé du côté le plus chaud vers le plus froid de la montagne.

Du permafrost peut exister en profondeur à des endroits où les températures de surface ne l'indiquent pas, même dans des conditions d'état stable. Les irrégularités de surface, comme des éperons, peuvent modifier les températures de la paroi et induire la présence de permafrost local.

La dégradation du permafrost dans un contexte de topographie escarpée se produit depuis différents côtés, affectant aussi bien le toit que la base du permafrost. Cela entraine une augmentation de la vitesse de dégradation du permafrost profond par rapport au permafrost de terrain plat, pour lequel le réchauffement pénètre verticalement dans le sol.

Etant donné la longue période de temps nécessaire à un signal de température pour pénétrer en profondeur, du permafrost peut se maintenir à l'intérieur des montagnes au cours des siècles. À certains endroits où les températures de surface dépassent 0°C , du permafrost peut être présent de manière substantielle. Les durées nécessaires à la dégradation du permafrost en profondeur sont de l'ordre des millénaires, même sans l'effet différé de la chaleur latente. L'influence des périodes froides passées, comme la dernière période glaciaire, est donc probablement toujours présente à l'intérieur des pics montagneux.

Avec l'augmentation des températures de surface, les flux de chaleur augmentent fortement près de la surface.


Les possibles changements de la moyenne annuelle des températures de surface du sol (MAGST) entre les périodes 1982-2002 et 2071-2091 ont été simulés pour une pente de 60° à une altitude de 3500 m . Pour les pentes orientées Nord, les auteurs assument un changement linéaire de températures pour les 100 ans à venir de + 3.5°C, pour les pentes orientées Sud et Est/Ouest, le changement est estimé à 2.5°C et 3°C respectivement. Il peut principalement être attribué à la différence des quantités de rayonnement solaire direct reçues.
Une chaîne de modèles qui prend en compte les processus atmosphériques (climat) de surface (bilan énergétique) et plus en profondeur dans le sol (conduction de chaleur) a été développée. Un modèle de bilan énergétique de surface (TEBAL) a été combiné à un modèle tridimensionnel de conduction de chaleur (FRACTURE). Pour les calculs d'évolution dans le temps, les auteurs ont utilisés des scénarios climatiques obtenus à partir de Modèles Climatiques Régionaux (RCM). Les résultats des RCM (PRUDENCE) ont été appliqués à TEBAL et le changement moyen des températures de surface a été calculé pour 36 situations topographiques spécifiques.

Cette étude est basée sur des expérimentations numériques avec des exemples idéalisés de formes topographiques typiques des hautes montagnes. Les arêtes et les pics ont été identifiés comme les principales formes topographiques et schématisés en prismes triangulaires et en pyramides. Les auteurs ont produit les modèles d'élévation numériques (DEM) artificiels correspondants et ont fait varier leurs caractéristiques topographiques : les altitudes varient entre 2000 et 4500 m , les pentes entre 50° et 70° et les quatre principales orientations ont été considérées.

Noetzli v& al. 2007 - A

Alpes suisses et italiennes :
En utilisant le modèle PERMAKART, la limite inférieure d’occurrence probable des permafrosts (ou des permafrosts locaux peuvent exister) est modélisée aux alentours des 2700-2800m asl.

La limite inférieure des permafrosts probables (ou des permafrosts continus sont supposés existés) est localisée entre 2900 et 3200m asl, en fonction de l’exposition et de l’inclinaison. Le modèle PERMAKART a tendance a surestimé la distribution du permafrosts dans les falaises et peut donc être utilisé comme un indicateur de l’occurrence des permafrosts pour la face Est du Mont Rose.

A partir du modèle ROCKFROST, la limite inférieure de distribution du permafrost est estimée être entre 3000 et 3300m (Jungfrau) et 3200-3500m (Corvastsch), en fonction de l’exposition et de l’inclinaison de la falaise. Pour la limite inférieure d’occurrence du permafrost, les résultats des modèles doivent être considérés pour des falaises proches de la verticale et sans couverture neigeuse, comme la face Est du Mont Rose. Cependant, le modèle ROCKFROST sous-estime légèrement la distribution du permafrost ; les incertitudes de cette approche sont aux alentours des ± 2°C, ce qui correspond à ± 200m à la verticale.  

La combinaison des deux modèles indique que les zones sensibles aux alentours de la limite inférieure d’occurrence des permafrosts peuvent être localisées entre 3100 et 3600m d’altitude. Cette large fourchette est surtout due aux différents aspects trouvés sur le versant.

Dans la première approche, le modèle PERMAKART a été appliqué. Il est basé sur les “rules of thumb” pour prédire l’occurrence de permafrosts. PERMAKART considère de manière primaire les effets des radiations comme liées a l’exposition, les températures de l’air liées à l’altitude et la couverture neigeuse liée aux zones en pied de pente (couverture neigeuse qui dure plus longtemps car causée par des dépôts d’avalanche). Ces règles empiriques ont été pour la première fois ajustées à la zone du Mont Rose en utilisant l’altitude de l’isotherme 0°C et le gradient de température à partir de la station météorologique du plateau de Rosa/Testa Grigia à 3488 m d’altitude. Basé sur une MATT de – 5.8°C de la station et un taux de réduction de 0.57/100m, un isotherme 0°C à 2740 m a été trouvé. Ces calculs ont été basés sur un DEM avec une grille de 25m et une précision verticale de 4 à 6m.

Un deuxième modèle a été déduit à partir des calculs de température de la roche et appelé ROCKFROST. Sur la base de données météorologiques, des flux d’énergie ont été modélisés et la distribution spatiale de la température annuelle moyenne de surface des rochers a été calculée pour des conditions climatiques pour le centre et le nord des Alpes sur la période 1982-2002. En établissant une relation approximative entre l’élévation de l’isotherme 0°C et l’orientation avec une fonction polynomiale pour différentes valeurs de pente, l’occurrence du permafrost dans les falaises rocheuses a pu être analysée au moyen d’un SIG. Pour ces calculs, le même DEM a été utilisé que dans la première approche. Les cellules de la grille avec une pente minimum de 45° ont été considérées comme des falaises rocheuses.

Fischer & al. 2006 - A

Alpes :
La fonte de l’été 2003 modélisée pour les Alpes suisses dépasse le maximum de toutes les précédentes années. Cette fonte est de 10 à 50 cm plus profonde que les 21 années précédentes pour la zone active du pergélisol. Dans les pentes exposées au Nord, les paramètres de fonte sont surtout conditionnés par l’influence de la température de l’air (principalement avec des radiations des grandes ondes) sur les températures de surface.

En revanche, les pentes exposées au Sud reçoivent de plus grande quantité de radiation à courtes ondes ; ces pentes montrent une plus grande variabilité des profondeurs de fonte, des valeurs de fontes maximales pre-2003 plus importantes et par la même, une anomalie 2003 plus réduite
 Des mesures de températures entre l’été 2001 et l’été 2002 ont été fournies par 14 sondes (profondeur de 10 cm et fréquence de mesure, une fois tous les deux heures). Ces mesures ont ensuite servies à développer un modèle de bilan énergétique. En utilisant ce modèle, les températures des rochers pour différentes orientations et élévations ont été calculés de 1982 à 2003. Les températures journalières pour une pente de 70°, 7 élévations différentes de 2000 à 5000 m et 8 orientations (N, NE…W, NW) ont été simulés à partir de données météorologiques de la Jungfraujoch de janvier 1982 à décembre 2003. Les mois d’octobre à décembre 2003 n’étaient pas disponibles au moment du travail et les valeurs de l’année 2002 ont donc été substituées aux données manquantes.

Gruber & al. 2004a - A

Alpes suisses :
La variabilité des températures ainsi que les incertitudes du modèle sont plus importantes pour les sites avec un fort apport en radiations solaires. La simulation des températures des parois rocheuses dans son ensemble, avec un coefficient moyen de détermination de 0.88 et une différence absolue moyenne de la température annuelle moyenne de surface de 1.2°C, est très encourageante.

L'altitude de l'isotherme 0°C moyen modélisé pour les deux secteurs (Corvatsch et Jungfraujoch) montre qu'entre des pentes inclinés à 90° et 50°, les températures augmentent généralement (et l'isotherme s'élève) à mesure que la pente diminue, en raison de l'augmentation du rayonnement solaire. Comme le rôle isolant de la couverture neigeuse n'est pas pris en compte, les résultats doivent donc être interprétés avec prudence.

La différence entre les températures moyennes modélisées pour une pente de 70° à Corvatsch et Jungfraujoch a été étudiée. Généralement, les différences augmentent du Nord vers le Sud, celles-ci étant à relier au rayonnement d'ondes courtes. L'augmentation des basses vers les hautes altitudes est due à l'importance croissante des courtes ondes de rayonnement par rapport aux ondes plus longues.


Une importante fluctuation interannuelle de la température annuelle moyenne de surface des parois a été observée.
Dans cette étude, une année de mesures (14 capteurs, installés à des altitudes entre 2000 et 4500 m , avec des thermistors placés à une profondeur de 10 cm ) a été utilisée pour améliorer et valider un modèle de températures de parois rocheuses (PERMEBAL). Les températures de surface des parois rocheuses ont été modélisées pour la période 1982-2002 à partir des données météorologiques des stations de Corvatsch et Jungfraujoch, dans le but d'en déduire les régimes spatiaux et les fluctuations temporelles.

Gruber & al. 2004b - A

Alpes suisses :
Réaction du permafrost aux températures en fonction de la profondeur :
(a): un réchauffement marqué a été observé dans les 80 premiers mètres sous la surface ;
(b): changement considérable dans les profils de températures à 40 m de profondeur ;
(c): réchauffement compris entre 0.5 et 4°C dans les 100 premiers mètres.

En utilisant des simulations, les zones probables de pergélisols alpins pourraient avoir diminuées d’environ 10 % entre 1850 et 1990 et pourrait décliner de plus de 70 % d’ici à 2100.
 La réaction du permafrost au réchauffement global au niveau du sol a été simulée en utilisant des équations de balance thermique à une dimension. La modélisation a été appliquée aux 100 dernières années (a), aux années 1980-1990 (b) et aux scénarios A, B, C et D du GIEC (c).

Bader & Kunz 2000g - R: PNR31

Alpes :
Les calculs des modèles indiquent que les parties les plus chaudes et les plus minces des pergélisols alpins ont déjà commencé à réagir aux effets du réchauffement climatique du 20e siècle ; la base des couches de pergélisols est remontée. Les importants effets retardateurs des échanges de chaleur, en accord avec les pénétrations des vagues de chaleur en profondeur, ont été démontrés. Les couches de pergélisols les plus froides et les plus épaisses vont sûrement réagir dans le futur avec un délai considérable et l’ajustement à des nouvelles conditions d’équilibre pourrait prendre des siècles, si ce n’est un millénaire.

Les modèles sont basés sur les solutions analytiques des équations de conduction de la chaleur 1-D (Carslow & Jaeger 1986).

Haeberli & al. 1997 - A


Hypothèses

 
Résultats de recherche et interprétations
Méthodes d'observation et d'analyse
Références
Régions Alpines :
La déformation du pergélisol riche en glace sur les versants des montagnes est considérée comme partiellement contrôlée par l'état thermique du permafrost (Arenson et al., 2002; Ladanyi, 2006; Kääb et al., 2007).
 

Bodin & al. 2009 - A

Alpes :
En faisant abstraction des petites différences de variations interannuelles qui peuvent être dues aux caractéristiques internes et topographiques des glaciers rocheux, à la variabilité du rythme saisonnier ou encore à un décalage dans les dates de mesure, le comportement relativement homogène des glaciers rocheux alpins permet d'affirmer que : (1) les processus dominants sont probablement les mêmes pour tous les glaciers rocheux observés; (2) il doit y avoir un signal climatique commun qui contrôle les vitesses de déplacement du permafrost; (3) un effet dominant de solifluction des couches actives ou de reptation des rochers de surface peut être exclu.

Les changements interannuels des mouvements de surface semblent être surtout corrélés à l'évolution de la MAGST, avec un retard de quelques mois (plus la MAGST est élevée, plus la vitesse est grande). On peut donc en déduire qu'ils doivent être causés par un processus thermique. Le décalage n'étant pas assez long pour que le signal thermique superficiel pénètre profondément dans le permafrost, les changements interannuels seraient ainsi principalement dus à des changements du taux de déformation des couches superficielles du permafrost.

Des taux de déplacement plus élevés pourraient également être causés par la présence d'un manteau neigeux hivernal épais, capable de fournir des quantités plus importantes d'eau de fonte en début d'été qui pénètrent dans un glacier rocheux chaud.

L'évolution interannuelle des vitesses de déplacement peut enfin être reliée à l'intensité du gel dans le sol en hiver. Là où les données sont disponibles, l'activité maximale des glaciers rocheux semble être connectée à des valeurs d'indice de gel basses.
Les 16 glaciers rocheux observés sont situés dans six régions distinctes :
- Alpes du Sud-ouest (France) : glacier rocheux de Laurichard;
- Alpes suisses occidentales (Valais) : glaciers rocheux de Mille, Aget-Rogneux, Mont-Gelé B et C, Tsarmine, Becs-de-Bosson, HuHH1 et HuHH3;
- Alpes suisses du Nord-ouest (Alpes bernoises) : glacier rocheux de Furggentälti;
- Alpes suisses orientales (Haute Engadine) : glacier rocheux de Büz Nord;
- Alpes autrichiennes occidentales : glaciers rocheux de Ölgrube et Reichenkar;
- Alpes autrichiennes centrales : glaciers rocheux de Weissenkar, Hinteres Langtalkar et Dösen.

La température de surface du sol a été mesurée pour plusieurs glaciers rocheux. Les variations de la température annuelle moyenne de surface du sol (MAGST) sont utilisées comme donnée indirecte pour le régime thermique du permafrost à faible profondeur.

Les vitesses interannuelles sont déterminées par des mesures terrestres (géodésiques ou GPS kinématique en temps réel). Les valeurs comparées représentent la vitesse horizontale moyenne de tous les points de déplacement ayant des séries ininterrompues.

Delaloye & al. 2008 - P

Alpes françaises (Massif de Combeynot):
La comparaison des sondages électriques effectués au cours des deux dernières décennies laisse supposer que la structure du pergélisol s’est modifiée sous l’effet de l’élévation de sa température. La baisse des résistivités observée entre 1986 et 2006 pourrait être liée au réchauffement climatique, et avoir pour origine directe l’augmentation de la température du pergélisol et une diminution de l’épaisseur des corps de glace.
 

Bodin & al. 2007 - P

Alpes :
Les températures moyennes annuelles à la surface des permafrosts sont parfois réduit de manière significative au regard de la surface. Cette « compensation thermique » [Burn & Smith,1988; Romanovsky & Osterkamp, 1995]  a été décrite pour les sols arctiques et pour des couches de blocs grossiers. Ceci existe aussi probablement pour les pentes rocheuses raides et peut être causé par trois mécanismes différents :

(1) Conduction thermique de la roche variable qui résulte de changements dans la phase de saturation de l’eau de percolation. Même dans des roches peu poreuses, ceci peut réduire la conduction thermique de manière significative.

(2) Des fractures dans la couche active sont remplies de glace pendant l’hiver mais sont aussi drainées et remplies d’air pendant l’été, causant un contraste de la conduction thermique.

(3)Une couverture lâche de blocs clast peut causer une compensation thermique similaire à celle décrie pour des terrain moins pentus ou des glaciers rocheux [Harris,1996; Harris & Pedersen, 1998; Goering, 2003; Hanson & Hoelzle, 2004]. Les trois effets transmettent le froid plus rapidement que la chaleur et diminue la température en profondeur en fonction de la surface.
 

Gruber & Haeberli 2007 - A

Monde :
Les profondeurs de fonte sont supposées augmenter dans la plupart des régions de permafrost.
 
IPCC 2007 - R: SPM
Alpes / Allemagne du Sud :
Déplacement possible de plus de 400 mètres de la limite du permafrost dans les Alpes.
 
Alpes :
La fonte de l’été 2003 a probablement excédée les maxima de fonte précédents, même à l’échelle des siècles, en considérant l’augmentation globale et récente des températures et de son influence sur les températures du sol dans les Alpes.
 
Alpes suisses :
La combinaison des fluctuations des températures atmosphériques annuelles moyennes et du rayonnement global peut entrainer un signal interannuel ayant une fourchette jusqu'à 5°C . Ces signaux sont progressivement atténués par la diffusion de chaleur à mesure que l'on s'enfonce dans la roche. Il est évident que dans un contexte de topographie escarpée la température atmosphérique seule ne peut expliquer les températures de surface des roches. Le rayonnement à ondes courtes net est probablement le principal facteur de contrôle des variations latérales de plusieurs degrés Celsius (Gruber et al. 2003).

Comparées aux pentes d'éboulis, les parois rocheuses réagissent rapidement au changement climatique. Cette réaction rapide, combinée à l'effet de déstabilisation, rend les chutes de pierres dues à la dégradation du permafrost probables dans un proche avenir (Gruber et al., 2004).


En raison du réchauffement du 20e siècle (Haeberli et Beniston, 1998; Beniston et al., 1997; Diaz et Bradley, 1997) la limite inférieure réelle du permafrost dans les parois rocheuses est probablement d'environ 1.0°C ou 150 m plus basse. Cela s'explique par de possibles vestiges de permafrost inactif en profondeur dans les parois rocheuses.
 

Gruber & al. 2004b - A

Monde :
Les ruptures observées dans les permafrosts alpins pourraient rapidement être répliquées à plus grande échelle, avec le réchauffement global qui érode le quart de la surface de la Terre qui est gelée en permanence. Si de fortes chutes de neige hivernales isolent le sol des températures très basses, les permafrosts pourraient fondre encore plus profondément en été.
 

Schiermeier 2003 - A

Alpes :
D’ici à 2030, une remontée de la limite des pergélisols de 200 à 750 m en altitude est attendue pour les Alpes.
 

CIRPA 2002 - R

Europe :
Les températures dans les permafrosts des montagnes européennes sont en général seulement quelques degrés en dessous de 0°C, ainsi un changement même faible dans les flux d’énergie à la surface du sol peut mener à une dégradation étendue du permafrost. Les impacts du réchauffement des températures de surface dans les permafrosts comprennent sûrement un épaississement de la couche active, une fonte depuis la base qui induit un amincissement du permafrost et des changements hydrogéologiques.
 

Harris & al 2001 - A

Monde :
Le pergélisol pourrait être perturbé de manière significative par le réchauffement global.
 

IPCC 2001 - SPM

Alpes suisses :
Trois types de réaction des pergélisols au réchauffement ont été distingués depuis le milieu du 19ème siècle :
• réponse immédiate en l'espace de qelques années, avec une plus grande épaisseur de sol affectée par les cycles de gel/dégel, associé avec des cas de subsidence et de coulées de boue de versant;
• réponse décalée, dans l'espace de quelques années voir décennies, avec une perturbation des profils de température très profondément dans les couches de pergélisols, avec également un nouveau gradient de température atteint;
• réponse continue avec la remontée très graduelle de la limité inférieur des pergélisols sur des décennies, des siècles, voir un millénaire. Ce processus conduit à une fonte totale des pergélisols.

Une augmentation de température de 1 à 2°C pour le milieu du 21e siècle entraînerait une remontée de la limite inférieure du permafrost de 200 à 700 mètres.
 

Bader & Kunz 2000g - R: PNR31

Alpes :
Le permafrost de montagne est supposé réagir au changement climatique sous forme : d'une fonte de la glace à la base du permafrost, avec ou sans changements dans l'épaisseur de la couche active (réponse directe avec une échelle de temps annuelle) ; perturbation du profil de température à l'intérieur des permafrosts (réponse décalée avec une échelle de temps décennale ou séculaire) ; et un déplacement de la base du permafrost (réponse finale avec une échelle de temps séculaire ou millénaire).


La limite inférieure de présence des permafrosts dans les Alpes pourrait remonter de plusieurs centaines de mètres en altitude avec un scénario de réchauffement accéléré. Cette tendance pourrait être contrebalancée par une réduction de l'isolation à cause d'une diminution de la couverture neigeuse.
 

Haeberli & Beniston 1998 - A

Alpes :
Pendant le Petit Âge Glaciaire, une grande partie de la zone de pergélisol transitoire a probablement été caractérisée par une phase de gel d'un cycle millénaire. Le réchauffement du 20e siècle fera entrer cette zone dans une phase de dégel. La prédiction des changements géomorphologiques futurs liés au réchauffement climatique nécessite la distinction des effets dus aux cycles millénaires de ceux dus à des cycles plus courts. La distinction est nécessaire, en particulier, dans les zones de pergélisol et de pergélisol transitoire où la fonte du pergélisol est en cours et où les trois types de gel-dégel sont combinés, ce qui provoque l'instabilité des pentes
.
Cette étude vise à évaluer les effets de trois sortes de cycles de gel-dégel sur l’instabilité des pentes alpines, sur la base d’études des processus périglaciaires contemporains dans les Alpes Suisses. Une attention particulière est portée aux échelles des changements géomorphologiques causés par chaque type de gel-dégel.

Matsuoka & al. 1998 - P

Alpes italiennes – Punta Wimper, Glacier des Grandes Jorasses, Massif du Mont-Blanc (Vallée d'Aoste) :
Le 30 et 31 Mai 1998, dans le groupe des Grandes Jorasses, s'est produit l'écroulement d'un glacier suspendu, situé immédiatement sous la pointe Wimper. La chute s'est produite à une altitude de 4100 m environ et la masse de glace, précipitée perpendiculairement sur 3000 mètres, s'est arrêtée à moins d’un demi-kilomètre du village de Le Pont. Le même glacier avait déjà donné naissance auparavant à d'autres à d'autres dangereuses avalanches de glace. Pour cette raison, depuis l'automne 1996, il faisait l'objet de monitorage et d'études par des spécialistes de l'Ecole Polytechnique de Zurich. Ces derniers pensent que de tels phénomènes sont la conséquence d'une hausse de la limite climatique du permafrost alpin.
 

Cezrutti & al. 1997 - A

Alpes :
Les zones englacées et gelées de manière permanente seraient parmi les parties du monde les plus affectées dans le cas d’une accélération du réchauffement futur. Avec un réchauffement atmosphérique continu ou accéléré, de larges étendues de pergélisols alpins pourraient commencer à fondre. La fonte se fera déjà par la surface vers le bas, et ensuite, sur de longues périodes de temps, également depuis la base du pergélisol vers le haut. Un tel développement serait sans précédent historique, et peut être même sans équivalent dans l’Holocène.
 

Haeberli & al. 1997 - A


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- C : Commentaire
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