Réf. Schoeneich & al. 2010 - R

Référence bibliographique complète

SCHOENEICH, P., BODIN, X., KRYSIECKI, J., DELINE, P., and RAVANEL, L. 2010. Permafrost in France. PermaFRANCE Network, Report No. 1, Institute of Alpine Geography, University of Grenoble. [Rapport en ligne]

 

Foreword: In a context of changing climate, the cryosphere has gained a high symbolic value as a visible sign of climate warming, as a valuable indicator of smoothed temperature trends, and last but not least, as a vanishing heritage of our beautiful mountainworld and of arctic deserts.

If glaciers have been observed and measured for more than a century, the interest in permafrost is much more recent. The first continuous permafrost monitoring operations in the Alps were initiated in Switzerland some thirty years ago and extended monitoring networks have developed for only ten years.

In France, periglacial research has a long tradition in the Arctic, and several detailed regional studies developed in the Alps too in the 1980’s, but no monitoring series have been continued. Except one: the surface displacement measurements on the Laurichard rock glacier have been regularly performed since 1983, making it one of the longest available displacement records in the Alps. Beside this, France has been almost totally absent from the alpine permafrost research, as well as in the European PACE network.

This first report Permafrost in France represents thus an important milestone in the French mountain permafrost research. It results from the research efforts developed since 2002 mainly by two teams and their associated partners. But it is also the first achievement of the PermaFRANCE network, the French network for long term monitoring of permafrost and frost related phenomena, a research network created this year. Hopefully, this report will be the first of a long series of permafrost monitoring reports.

The PermaFRANCE network represents the French contribution to the Alpine network PermaNET and to the worldwide GTN-P, the Global Terrestrial Network for Permafrost. That is the reason why the English language has been chosen. The aim of this report is not only to provide French users, but also alpine and global databases and the international scientific community with data on the effects of climate change.

The objective of the PermaFRANCE network will be in the future to monitor not only permafrost, but also seasonal frost and frost/thaw cycles, in order to account for the whole range of frost related phenomena.

For this first report, however, choices had to be made. This report focuses on monitoring of surface temperatures and of surface dynamics in permafrost areas, and it presents the whole available time series. The first map of permafrost distribution for the French Alps is reproduced too, but it will be published in detail elsewhere. Results from other methods, such as geophysical investigations or boreholes, and for lower periglacial belts, will be presented in further reports.

In spite of its name Permafrost in France, this report focuses on the Alps. Permafrost is locally present in the Pyrenees too, but no instrumented site is available yet. (…)

 

Préface : Dans un contexte de changement climatique, la cryosphère a acquis une haute valeur symbolique en tant que signe visible du réchauffement climatique, comme indicateur lissé des tendances d’évolution des températures, et, dernier mais non des moindres, en tant qu’héritage menacé de la beauté de nos montagnes et des déserts arctiques.

Si les glaciers sont observés et mesurés depuis plus d’un siècle, l’intérêt pour le permafrost est beaucoup plus récent. Les premières opérations de mesures continues du permafrost dans les Alpes ont été initiées en Suisse il y a une trentaine d’années, et des réseaux coordonnés de suivi ne se développent que depuis dix ans.

En France, il existe une longue tradition de recherche périglaciaire en Arctique. Dans les Alpes, plusieurs études régionales fouillées ont été menées également dans les années 1970-80, mais aucune série d’observation n’a été poursuivie. Sauf une : les mesures de déplacement de surface du glacier rocheux de Laurichard ont été régulièrement répétées depuis 1979, ce qui en fait l’une des plus longues séries des Alpes. A cette exception près, la France a été presque totalement absente de la recherche sur le permafrost alpin, de même que du réseau européen PACE.

Ce premier rapport Permafrost in France est donc à marquer d’une pierre blanche. Il résulte d’un important effort de recherche mené depuis 2002, principalement par deux équipes et leurs partenaires associés. C’est aussi la première réalisation du réseau PermaFRANCE, le réseau français d’observation à long terme du permafrost et des phénomènes associés au gel, un réseau de recherche formellement créé cette année. Nous espérons que ce rapport sera le premier d’une longue série de comptes-rendus d’observation du permafrost.

Le réseau PermaFRANCE représente la contribution française au réseau alpin PermaNET ainsi qu’au réseau mondial GTN-P, le Global Terrestrial Network for Permafrost. C’est la raison pour laquelle la langue première de ce rapport est l’anglais. Son objectif est non seulement de fournir des informations aux milieux concernés de France, mais aussi de pourvoir les bases de données alpines et mondiales et la communauté scientifique internationale en données sur les effets du changement climatique.

L’objectif du réseau PermaFRANCE est l’observation et le suivi non seulement du permafrost, mais à terme aussi du gel saisonnier et des cycles gel/dégel, de façon à appréhender l’ensemble des processus liés au gel.

Pour ce premier rapport, des choix ont toutefois dû être faits. Ce rapport est donc centré sur le suivi des températures de surface et sur celui des dynamiques de surface en zones de permafrost, et il présente l’ensemble des séries temporelles disponibles. La première carte de distribution potentielle du permafrost dans les Alpes françaises y est également reproduite. Elle sera publiée en détail ailleurs. Les résultats d’autres méthodes, telles que la géophysique ou les données de forages, ainsi que pour les étages périglaciaires inférieurs, feront l’objet de rapports ultérieurs.

Bien qu’intitulé Permafrost in France, ce rapport se limite aux Alpes. Du permafrost est présent aussi localement dans les Pyrénées, mais aucun site n’y est instrumenté à ce jour. (…)

 

Mots-clés

 

 

Organismes / Contact

Authors / Auteurs:

Philippe Schoeneich Joseph Fourier University, Grenoble, France

• Xavier Bodin Pontificia Universidad Catolica, Santiago, Chile

Jean-Michel Krysiecki Joseph Fourier University, Grenoble, France

• Philip Deline University of Savoie, Chambéry, France

• Ludovic Ravanel University of Savoie, Chambéry, France


Data contributors / Contributeurs aux données :

• Emmanuel Thibert CEMAGREF, Grenoble, France

Louis Reynaud Joseph Fourier University, Grenoble, France

• Martial Bouvier Ecrins National Park, Gap, France

• Sébastien Monnier University of La Serena, Chile

Scientific partners / Partenaires scientifiques:

• PACTE – UMR 5194 – IEP, UJF, UPMF, CNRS

Edytem – UMR 5294 – Université de Savoie, CNRS

Prodig – UMR 8586 – Université Paris 7, CNRS

• Parc National des Ecrins


Financial partners / Partenaires financiers:

• Fondation MAIF

• Interreg Alcotra-projet PERMAdataROCK

• CTE Alpine Space-projet PermaNET

 

(1) - Paramètre(s) atmosphérique(s) modifié(s)

(2) - Elément(s) du milieu impacté(s)

(3) - Type(s) d'aléa impacté(s)

(3) - Sous-type(s) d'aléa

Temperature, Precipitation (rain / snow)

Permafrost

Ground movements / Landslides

Shallow landslides, Rockfalls

 

Pays / Zone

Massif / Secteur

Site(s) d'étude

Exposition

Altitude

Période(s) d'observation

French Alps

 

 [Cf. Monitoring sites]

 

 

Ground Surface Temperature 2003-2009
Rockglacier Displacements 1985-2009
Rockfall Observation and Inventories 2005-2009

 

(1) - Modifications des paramètres atmosphériques

Reconstitutions

 

Observations

Climatic trends of the last four decades

Temperature trends:

According to a recent study (Durand et al., 2009a), the air temperature at 1800 m asl rised by 1 to 3°C during the last 45 years, varying from one massif to the other. These analyses point out higher warming rate in the Alps during mid and late winter, especially since the 80’s, and no significant change during early winter.

Using the four longest series of meteorological data (Les Orres, Ceillac, Le Monêtier-les-Bains, Pralognan), the following temperature trends are observed for the reference period 1971-2000 as well as for the period 1960-2009 (cf. table 3). The rate of temperature change ranges from 0.016 to 0.070°C/yr with a clear increasing phase between 1980 and 2009 at Les Orres and Ceillac (cf. figure 3). This contrasts with a lower increase rate at Le Monêtier-les-Bains and Pralognan-la-Vanoise, showing how local and regional pattern might differ from general trends.

Precipitation trend:

The study of Durand et al. (2009b) shows that winters with thicker snow covers occurred between 1975 and 1985, and lower snow thickness during the early 70’s and between 1987 and 1993. Whereas the snow cover duration is globally decreasing, a strong interannual variability of the snow thickness is observed, with recent years mostly under average, as well as sometimes high contrasts between massifs.

Summary of climatic conditions between 2003 and 2009

A brief summary of the surface temperature anomaly between 2003 and 2009, averaged at different scales (world, northern hemisphere and continental France), is presented (see table 4). At global scale as well as at the country scale, all years present positive anomalies. In continental France, the warmest year was 2003, mainly because of the summer heat wave, and the second warmer was 2006, with high departure during autumn and winter.

Summary of nivo-meteorological conditions

[See details on winters 2003-2004 to 2008-2009 in the report, p. 23-25]

Tendances climatiques des quatre dernières décennies

Températures

D’après une étude récente (Durand et al., 2009a), la température de l’air à 1800m a augmenté de 1 à 3°C au cours des dernières 45 années, variant selon les massifs. Ces analyses mettent en évidence un taux de réchauffement plus fort dans les Alpes au milieu et en fin d’hiver, en particulier depuis les années 1980, et pas de changement significatif en début d’hiver.

En utilisant les quatre séries les plus longues (Les Orres, Ceillac, Le Monêtier-les-Bains et Pralognan), les tendances suivantes se dégagent, pour la période de référence 1971-2000 et pour la période complète 1961-2009 (cf. tableau 3). La vitesse de changement de la température varie de 0.016°C/an à 0.070°C/an, avec une nette phase d’accélération entre 1980 et 2009 à Les Orres et Ceillac (cf. figure 3). Ceci contraste avec les vitesses d’augmentation plus réduites observées à LM et PR, illustrant dans quelle mesure les particularités locales et/ou régionales peuvent différer de la tendance générale.

Précipitations

L’étude de Durand et al. (2009b) montre que des hivers plus neigeux ont généralement eut lieu entre 1975 et 1985, par opposition avec le début des années 70 et entre 1987 et 1993. Par ailleurs, à côté de contrastes parfois élevés entre les massifs du sud et du nord des Alpes, la durée d’enneigement est globalement décroissante, alors qu’une forte variabilité interannuelle de l’épaisseur de la neige est observée, les années récentes étant généralement en-deçà de la norme.

Résumé des conditions climatiques entre 2003 et 2009

Un bref résumé des anomalies de température de surface entre 2003 et 2009, moyennées à différentes échelles (globale, hémisphère nord, France métropolitaine) est présenté (cf. tableau 4). Autant à l’échelle globale qu’à l’échelle du pays, toutes les années présentent des anomalies positives. En France métropolitaine, 2003 a été l’année la plus chaude, principalement à cause de la vague de chaleur de l’été. 2006 a été la seconde année la plus chaude avec des anomalies particulièrement élevées en automne et en hiver.

Résumé des conditions nivo-météorologiques

[Voir les détails sur les hivers 2003-2004 à 2008-2009 p. 27-29 du rapport]

Modélisations

 

Hypothèses

 

 

Informations complémentaires (données utilisées, méthode, scénarios, etc.)

Weather and climate

The monthly datasets from 4 mid- and high-altitude meteorological stations [Les Orres, 1445m; Ceillac, 1665m; Pralognan-la-Vanoise, 1420m; Le Monêtier-les-Bains, 1459 m], called reference stations, from the Météo France network (convention between Climathèque de Météo France and Université Joseph Fourier) have been used to determine the main climatic trends between 1961 and 2009 in the French Alps (see table 2). Ranging between 1400 and 2300 m asl., the stations are assumed to be representative of a transect (from N 44° to N 46°) as well as of regional influences like orographic and Mediterranean effects.

In addition, the nivo-meteorological conditions of the hydrological years 2003-2004 to 2008-2009 have been determined using monthly reports of Météo France, annual winter reports from the Centre d'Etude de la Neige (Météo France), the previously mentioned datasets from the reference stations, and, when available, datasets from automatic snow thickness stations from the Nivôse network (Météo France). In order to facilitate the comprehension, the hydrological year was divided into two periods, summer (MJJAS) and winter (ONDJFMA), globally reflecting the period with snow covering the ground at the considered altitudes (>2000 m asl.).

Données climatiques et météorologiques

Les données mensuelles de 4 stations météorologiques du réseau Météo France [Les Orres, 1445m ; Ceillac, 1665m ; Pralognan-la-Vanoise, 1420m ; Le Monêtier-les-Bains, 1459 m], désignées stations de référence (acquises grâce à la convention entre la Climathèque de Météo France et l’Université Joseph Fourier), situées de moyenne et haute montagne, ont servi à déterminer les principales tendances climatiques entre 1961 et 2009 dans les Alpes françaises (cf. tableau 2). S’étalant entre 1400 et 2300 m d’altitude, ces stations sont supposées représentatives des conditions le long d’un transect latitudinal (de 44 à 46°N) ainsi que des influences régionales, liées par exemple aux effets orographiques ou aux influences méditerranéennes.

En complément, les conditions nivo-météorologiques des années hydrologiques 2003-2004 à 2008-2009 ont été déterminées en utilisant les rapports mensuels de Météo France, les bilans hivernaux du Centre d’Etude de la Neige (Météo France), les données mentionnées précédemment, et, lorsqu’elles sont disponibles, les données d’épaisseur de la neige fournies par les stations automatiques du réseau Nivôse de Météo France. Afin de faciliter la compréhension, l’année hydrologique a été divisée en deux périodes, l’été (MJJAS) et l’hiver (ONDJFMA), reflétant globalement la présence de neige au sol aux altitudes considérées (>2000 m).

 

(2) - Effets du changement climatique sur le milieu naturel

Reconstitutions

 

Observations

Distribution of mountain permafrost in France

Supra-glacial rockfaces [3200 – 4500 m. asl.]: The permafrost in supra-glacial rockfaces is mainly present in the massives of Mont Blanc, Vanoise and Ecrins. The occurrence of that type of spatially continuous permafrost is mainly attested by the presence of hanging glaciers and steep snowy covered rockwalls. The distribution of permafrost in rockfaces can be estimated using surface energy balance models that predict the mean rock surface temperature as it has been attempted in the Mont Blanc massif.

Debris accumulations [2400 – 3200 m. asl.]: The permafrost in debris accumulations (essentially scree slopes and moraines) is widely present in the Alps, especially where glaciers are reduced or absent. The main geomorphological evidence of the occurrence of that type of permafrost is the presence of rock glaciers, which are defined as a mixture of debris and ice that slowly deforms along the slope and displays a typical morphology. A statistico-empirical model has been developed in order to assess the potential distribution of that type of permafrost [See ‘Methods’ below]. The potential permafrost area in the French Alps, according to this modelling, represents ca 1300 km² (after substraction of glacier areas, see Fig. 1).

Infra-periglacial scree slopes [1000 – 2000 m. asl.]: Permafrost can be found at low altitude, in spots where the local conditions lead to an overcooling of the ground. Observations of that type of sporadic permafrost have been made in many karst caves or cold scree slopes.

Surface temperature on surficial deposits

Bottom Temperature of Snow cover (BTS) datasets

First French BTS campaigns were carried out on the Laurichard site during the winters 2003-2004, 2004-2005 and 2005-2006 (see figure 4). The results of these three consecutive winters show the major role of the snow conditions (Bodin, 2007):

• in 2003-2004, there was a thick snow cover, and a clear contrast between permafrost (rock glacier) and non permafrost (outside the rock glacier) could be observed;

• in 2004-2005, the late onset and shallow thickness of the snow cover induced a strong cooling of the soil surface and no information about the presence of permafrost is observable since the temperature is very low over the whole area.

• In 2005-2006, the pattern is very close to that of 2004-2005.

 

Other BTS campaigns were carried out on 2 other sites in 2007-2008 and 2008-2009 (Bellecombes and Plan Bouchet). Only the 2008-2009 results are available because of some problems with the newly developed probes in 2007-2008:

• At Bellecombes, a contrast between permafrost and non permafrost zones was observable during this winter thanks to a well-developed snow-cover (see figure 5). The “thermal print” of the rock glacier is clearly visible and the absence of permafrost in the ski track embankment is suggested by BTS above -2°C (heat flux perturbation);

• At Plan Bouchet, the snow cover was highly uneven and spatial patterns of BTS are difficult to link to ground thermal state. Nevertheless, where the snow cover is thick enough, a contrast between warm morainic deposits and cold periglacial forms is visible (see figure 6).

 

Ground Surface Temperature (GST) datasets

The longest GST series at Laurichard: The longest French GST series originates from six MTD, which were dispatched in October 2003, on and outside the Laurichard rock glacier (Bodin, 2007). The MAGST between 2004 and 2009 shows several phases which can be interpreted in terms of positive or negative anomalies (and hence warming or cooling of the ground) as follows (Schoeneich et al., 2009) (see figure 7 and 8):

• A warm 2003-2004 winter, mainly explained by the early onset of a thick snow cover (and possibly also by the very warm summer 2003);

• The winters of 2004-2005 and 2005-2006 were successively very cold because of the late onset of the snow cover and very low snow heights, with a moderately warm summer in between;

• The increase of GST during fall 2006 and winter 2007 is mainly the result of a very high air temperature in the summer 2006 together with relatively early and thick snow cover conditions during the following winter;

• The winter of 2007-2008 was marked by a cooling of the ground due to cold air temperature in fall 2007 and a relatively thin snow cover in winter;

• The year 2008-2009 displays a slight trend to an increasing MAGST and a warming ground. The effect of the warm summer of 2009 is only partially reflected yet in the GST.

GFI Index: GFI index are calculated separately for loggers which are on and outside rock glaciers (see figure 9). Strongly negative GFI values indicate an intense cooling of the ground, most probably induced by a thin or/and late snow cover development. Generally, the higher the contrast between sites on rock glacier and outside rock glacier, the better the snow cover has been (early in the season and thick), with GFI close to 0°C.day outside rock glacier.

Other GST series in debris accumulations: New GST monitoring have been set up in 2007 (Schoeneich et al., 2009) in the sites of Bellecombes (Isère), Bérard (Alpes de Haute Provence), and Plan-Bouchet (Savoie). (…) [See results in the report]

Distribution du pergélisol de montagne en France

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 (cf. figure 1). Un modèle statistico-empirique a été développé pour modéliser la distribution potentielle de ce type de permafrost [cf. ‘Méthodes’ ci-dessous]. La surface de permafrost potentielle des Alpes françaises représente, d’après le résultat de cette modélisation, environ 1300 km2 (après déduction des surfaces englacées, cf. figure 1).

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.

Températures de surface dans les formations superficielles

Données BTS

Les premières campagnes BTS ont été menées sur le site de Laurichard durant les hivers 2003-2004, 2004-2005 et 2005-2006 (cf. figure 4). Ces trois hivers successifs illustrent le rôle majeur des conditions d’enneigement :

• En 2003-2004, un épais manteau neigeux était présent, et un net contraste entre la présence de pergélisol (glacier rocheux) et son absence (en dehors du glacier rocheux) était observable ;

• En 2004-2005, l’enneigement tardif et peu épais a induit un fort refroidissement de la surface du sol. Les informations sur la présence de pergélisol sont indisponibles du fait des températures très froides sur l’ensemble de la zone ;

• En 2005-2006, les mesures révèlent le même état que l’hiver précédent.

 

D’autres campagnes de mesures BTS ont été menées sur 2 autres sites pendant les hivers 2007-2008 et 2008-2009. A cause de problèmes rencontrés sur les nouvelles sondes, seuls les résultats de 2008-2009 sont exploitables :

• A Bellecombes, le contraste entre les zones de pergélisol et celles non gelées étaient observables pendant les mesures grâce à un manteau neigeux bien développé (cf. figure 5). L’empreinte thermique du glacier rocheux est clairement visible et l’absence de pergélisol sur du remblai de piste est suggéré par des valeurs BTS en-dessous de -2°C (flux de chaleur perturbé) ;

• A Orelle-Plan Bouchet, le manteau neigeux était fortement hétérogène et l’état thermique du sol dans certaines zones est difficile à établir. Néanmoins, lorsque le manteau neigeux est assez épais, un contraste apparait entre les dépôts morainiques « chauds » et les formes périglaciaires froides (cf. figure 6).


Données de température de (sub)surface du sol (GST)

La plus longue série de température de surface du sol de Laurichard : La plus longue série GST française provient de 6 MTD, dispatchés en octobre 2003 sur et en dehors du glacier rocheux 1 de Laurichard (Bodin, 2007). La MAGST calculée entre 2004 et 2009 montre plusieurs phases qui peuvent être interprétées en terme d’anomalies positives ou négatives (et donc en terme de réchauffement ou de refroidissement du sol) (Schoeneich et al., 2009) (cf. figures 7 et 8) :

• Un hiver 2003-2004 chaud, principalement expliqué par un enneigement conséquent dès le début de l’hiver (et aussi par le caniculaire été 2003) ;

• Les hivers 2004-2005 et 2005-2006 ont été successivement très froids à cause d’un début tardif de l’enneigement et d’épaisseurs de neige très faibles, avec un été modérément chaud entre les deux ;

• L’augmentation des GST pendant la fin de l’année 2006 et pendant l’hiver 2006-2007 est principalement liée aux températures très chaudes de l’été 2006 ainsi qu’à l’apparition relativement précoce de l’enneigement pendant l’hiver 2007 ;

• L’hiver 2007-2008 a été marqué par un refroidissement du sol lié aux températures froides de la fin de l’année 2007 et au développement d’un manteau neigeux relativement fin ;

• L’année 2008-2009 montre une légère tendance à une remontée de MAGST et donc à un réchauffement du sol. L’effet de l’été et de l’automne 2009 n’est qu’en partie pris en compte dans cette évolution.

Indices de gel du sol : Les indices de gel du sol (GFI) sont calculés avec une différentiation entre les loggers qui sont implantés sur et en dehors des glaciers rocheux (cf. figure 9). De fortes valeurs négatives indiquent un refroidissement intense du sol, très probablement induits par le développement d’un manteau neigeux fin et/ou tardif. En général, plus le contraste entre les GFI sur et hors glacier rocheux est grand, plus le manteau neigeux est isolant (développement précoce et épais), avec des valeurs de GFI proche de 0°C en dehors des glaciers rocheux.

Autres séries de température du sol dans les terrains sédimentaires : De nouveaux suivis de GST ont été initiés en 2007 (Schoeneich et al., 2009) à Bellecombes (Isère), Bérard (Alpes de Haute Provence) et Orelle Plan-Bouchet (Savoie). (…) [Voir les résultats dans le rapport]

Modélisations

 

Hypothèses

 

 

Sensibilité du milieu à des paramètres climatiques

Informations complémentaires (données utilisées, méthode, scénarios, etc.)

The climate controls the mountain permafrost state and evolution on two main temporal scales:

• on long-term scale (from decade to millennia), the evolution of the surface radiation balance (which can be approximated by the mean atmospheric temperature) influences the possibility for permafrost to develop in a specific altitudinal range, to maintain or to degrade and disappear;

on mid-term scale (from seasonal to interannual), the combination between air temperature fluctuations and snow cover thickness and history influences the permafrost thermal state and dynamics.

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).

Distribution of mountain permafrost in France

Debris accumulations [2400 – 3200 m. asl.]: A statistico-empirical model has been developed in order to assess the potential distribution of that type of permafrost [See ‘Methods’ below]. The model is based on rock glacier inventories and uses two parameters derived from DEM (Digital Elevation Model) to assess the presence/absence of permafrost (Bodin et al., 2008):

the two micro-climatic control parameters are the direct incoming potential solar radiation (calculated with the Solar Analyst module of ArcGIS) and the altitude, used as proxy for the MAAT. Both parameters are derived from the 50 m DEM of the French topographical survey IGN (BD ALTI);

• the model is calibrated on the rock glacier inventory of the Combeynot massif (at 45° N., under average climatic conditions for the French Alps) : value pairs of radiation and altitude have been extracted for rock glacier roots and fronts;

• two linear regressions have been defined, one for the roots and one for the fronts of the rock glaciers, and generalized to the entire French Alps, as threshold values of permafrost presence/absence;

• glaciers have been masked with Corine Land Cover data;

the distribution map has been validated with the rock glacier inventories of the Vanoise and Mercantour massives.

Surface temperature on surficial deposits

Bottom Temperature of Snow cover (BTS) datasets

BTS monitoring: definition and aims: The objective of BTS method is to assess the temperature at the bottom of the snow cover at the end of the winter season, before the onset of snow melt (end of March), using a 3 m long probe with a thermal sensor at its tip. When a thick insulating snow cover (>100 cm) is present above the ground, the BTS method may give an evidence of the presence or absence of permafrost (Haeberli 1973). Indeed, the temperature at the snow/ground interface reflects the thermal state of the ground: in presence of a cold mass of permafrost, the BTS is typically lower than -2°C reflecting a thermal equilibrium between the snow and the ground (Winter Equilibrium Temperature, WEqT), otherwise, without permafrost the BTS stays close to 0°C. As snow conditions vary strongly in space and time and can impede the detection of the WEqT, the BTS method – when carried out routinely each year – is also used to get a snapshot of the thermal state of the ground surface (dependant on the snow thickness history, the type of soil, or the presence of permafrost …).

Data acquisition: BTS is generally measured between March 15 and March 31, through the snow cover with special probes. The following devices are used: (1) Glass fiber sticks, equipped with a sealed thermistor probe, distributed by Markasub AG (Switzerland). The resistance values are read on a multimeter, and converted into temperatures by a formula depending on the thermistor type (used at Laurichard in 2003-2006 and partly in 2008-2009). (2) A lighter device has been developed by GIPSA-lab and IGA-PACTE, using a standard carbon fiber avalanche probe of 3 m, equipped with a thermocouple, with direct reading of temperature (used for 2008 and 2009 measurements).

Ground Surface Temperature (GST) datasets

GST monitoring: definition and aims: Ground Surface Temperature (GST) is defined as the sub-surface temperature of the ground (bedrock or superficial deposit), measured in the uppermost centimetres of the ground, in order to be shielded from direct solar radiation. The measurement is generally done with a miniature temperature datalogger (MTD) recording at an hourly time step. GST monitoring allows evaluating the thermal exchanges through the upper boundary of the permafrost (top of the active layer) and assessing the thermal regime of the frozen ground (Ishikawa, 2003; Delaloye, 2004). GST depends on the radiation balance and on site specific parameters such as the duration and the height of the snow cover and the surface characteristics of the ground. The most relevant parameters extracted from the GST series are:

• The Mean Annual Ground Surface Temperature (MAGST) is the 12-month (12 preceding months) running mean of the GST. It allows identifying trends, assessing the role of climate-related parameters and it shows periods of cooling/warming of the ground surface;

• The Ground Freezing Index (GFI) is the annual sum of negative daily mean temperatures, expressed as cumulated negative degree-days (°C.day). It is a measure of the cooling of the ground during the cold season. The annual GFI values allow comparison between the winters and can provide a quantified input for modelling;

• The Winter Equilibrium Temperature (WEqT) is the mean GST in late winter when heat exchanges are the lowest and variations are inexistent (until the start of the melting phase);

• The Zero Curtain (ZC) occurs when the whole snow mantle is melting in late winter and is characterised by its date of onset and meltout and its duration.

Data acquisition: Miniature data loggers used for the monitoring on the Laurichard, Bellecombes, Orelle and Bérard sites are the UTL-1. They are produced and distributed by Geotest AG (Switzerland – www.utl.ch). They have a resolution of 0.27 °C and an accuracy of ±0.1 °C. The memory limitation to 7944 values allows a sampling interval of 2 hours for duration of measurement of almost two years (configuration used). MTD are generally unloaded in August. Miniature data loggers used for the monitoring on the Sachette site are the XR440 Pocket Data Logger, equipped with direct-connected thermistors PT940. Both are produced and distributed by Pace Scientific (USA – www.pace-sci.com). The total system accuracy (probe plus XR440 Logger) is ±0.15°C from 0 to 40°C, and better than ±0.3°C from -25°C to 85°C. The memory capacity is depending on the bit resolution. If the highest precision is required, the memory capacity permits 21504 readings.

Distribution du pergélisol de montagne en France

Formations superficielles [2400-3200 m] : Un modèle statistico-empirique a été développé pour modéliser la distribution potentielle de ce type de permafrost. Le modèle est basé sur des inventaires de glaciers rocheux et utilise deux paramètres dérivés du relief pour calculer la présence/absence de permafrost (Bodin et al., 2008):

• les deux paramètres de contrôle micro-climatiques sont la radiation solaire incidente potentielle (calculée à l’aide du module Solar Analyst d’ArcGIS) et l’altitude, utilisée ici comme valeur approchée de la température moyenne annuelle de l’air. Les deux paramètres sont dérivés du MNA à 50 m de l’IGN (BD ALTI) ;

• le modèle a été calibré sur l’inventaire de glaciers rocheux du massif du Combeynot : des couples de valeurs de radiation et d’altitude ont été extraits aux racines et aux fronts des glaciers rocheux actifs;

• deux régressions linéaires altitude/radiation ont ainsi été définies, une pour les fronts et une pour les racines, et généralisées à l’ensemble des Alpes françaises, pour définir les seuils de présence/absence de permafrost ;

• les glaciers ont été masqués sur la base des données Corine Land Cover ; • la carte de distribution a été validée par comparaison avec l’inventaire des glaciers rocheux de la Vanoise et du Mercantour.

Températures de surface dans les formations superficielles

Données BTS

Suivi BTS : définition et objectifs L’objectif de la méthode BTS est de mesurer la température à l’interface sol/neige à la fin de l’hiver (fin du mois de mars), avant le début de la fonte du manteau neigeux, en utilisant une sonde de 3m de long équipée à sa pointe d’un capteur de température. Lorsqu’un manteau neigeux assez isolant (>100cm) est présent, la méthode BTS permet de nous renseigner sur la présence ou l’absence de pergélisol (Haeberli, 1973) puisque la température à l’interface sol/neige reflète l’état thermique du sol : en présence d’un corps froid de pergélisol, les valeurs BTS sont typiquement inférieure à -2°C, indiquant un équilibre thermique entre le manteau neigeux et le sol (Winter Equilibrium Temperature, WEqT). Sans pergélisol, les valeurs BTS restent proches de 0°C. Les conditions de neige variant fortement dans l’espace et le temps, et pouvant par conséquent empêcher la détection de la WEqT, la méthode BTS, lorsqu’elle est répétée chaque année, est aussi utilisée pour obtenir un instantané de l’état thermique de la surface du sol (qui dépend de l’évolution du manteau neigeux, du type de sol, de la présence de pergélisol…).

Acquisition des données : Les mesures BTS sont généralement réalisées entre le 15 et le 31 mars à travers le manteau neigeux avec des sondes spéciales. Deux types de sondes sont utilisés : (1) des tubes en fibre de verre, équipées d’un thermistor scellé, distribués par Markasub AG (Suisse). Les valeurs de résistances sont lues sur un multimètre, et converties en températures selon une formule dépendante du type de thermistor utilisé (sondes utilisées pour les campagnes à Laurichard entre 2003 et 2006 et partiellement en 2008-2009) ; (2) des sondes plus légères, développées par GIPSA-Lab et IGA-PACTE, qui sont des sondes avalanches en carbone, mesurant 3m de long et équipées d’un thermocouple, avec une lecture directe de la température (utilisées pour les campagnes de mesures 2008 et 2009).

Données de température de (sub)surface du sol (GST)

Suivi GST : Le paramètre GST (pour Ground Surface Temperature) est défini comme latempérature de sub-surface du sol (roche en place ou terrains sédimentaires), mesuré dans les premiers centimètres du sol afin d’être abrité de la radiation solaire directe. La mesure est généralement effectuée au moyen d’un data-logger miniature (MTD) programmé pour enregistrer la température toutes les 2 heures. Le suivi GST permet d’évaluer les échanges thermiques à travers la limite supérieure du pergélisol (sommet de la couche active) et d’évaluer le régime thermique du sol gelé (Ishikawa, 2003, Delaloye, 2004). Les valeurs de températures à la surface du sol dépendent du bilan radiatif et de paramètres spécifiques locaux tels que la durée et l’épaisseur du manteau neigeux et les caractéristiques de surface du sol. Les paramètres pertinents extraits du suivi GST sont :

• La température moyenne annuelle de la surface du sol (MAGST pour Mean Annual Ground Surface Temperature) qui est la moyenne mobile des douze mois précédent. Elle permet d’identifier des tendances, d’évaluer le rôle des paramètres climatiques et de montrer des périodes de refroidissement ou de réchauffement de la surface du sol ;

• L’indice de gel du sol (GFI pour Ground Freezing Index) représente la somme des jours où la température moyenne est négative, et s’exprime en °C.jours. Il s’agit de la mesure du refroidissement du sol pendant les saisons froides. L’indice de gel annuel permet la comparaison entre les hivers et peut être considéré comme un paramètre quantitatif pour la modélisation ;

• La température d’équilibre hivernale (WEqT) est la température moyenne de la surface du sol à la fin de l’hiver lorsque les échanges de chaleurs sont les plus faibles et les variations sont inexistantes (jusqu’au début de la fonte) ;

• Le Zero Curtain (ZC) apparait lorsque tout le manteau neigeux s’humidifie et fond à la fin de l’hiver. Il est caractérisé par ses dates de début et de fin, et donc par sa durée.

Acquisition des données : Les MTD utilisés pour le monitoring sur les sites de Laurichard, de Bellecombes, d’Orelle-Plan Bouchet et du Bérard sont les UTL-1. Ils sont produits et distribués par Geotest AG (Suisse – www.utl.ch). Ils ont une résolution de 0.27°C et une précision de ±0.1°C. La mémoire limitée à 7944 valeurs permet un enregistrement toutes les 2 heures pendant un moins de deux ans (configuration utilisée). Ils sont généralement déchargés en août. Les MTD utilisés pour le monitoring sur le site de la Sachette sont les Pocket Data Logger XR440, équipés de thermistors PT940 directement connectés. Les deux sont produits et distribués par Pace Scientific (USA – www.pace-sci.com). Le système monté (sonde plus logger XR440) a une précision de ±0.15°C entre 0 et 40°C, et en dessous de ±0.3°C entre -25 et 85°C. La capacité de mémoire dépend de la résolution. Si la meilleure précision est recherchée (celle annoncée ci-dessus), alors la capacité de mémoire permet 21504 enregistrements.

 

(3) - Effets du changement climatique sur l'aléa

Reconstitutions

 

Observations

Geodetic measurements and surface dynamics of rock glaciers

Total Station and DGPS datasets

The measurements of surface displacement on the Laurichard rock glacier have been performed since 1979 (but first reliable data used date back to 1985) with a Total Station, in combination with the Parc National des Ecrins (see figure 16). This series is one of the longest available displacement records in the Alps and the longest in France. Measurements have been annually performed since 1999 (every two or three years before this date). A constant acceleration has been observed until 1999, followed by the highest mean velocity (around 1.2 m.y-1) in 2001-2002 and 2003-2004, and a decrease after 2005.

In the Bellecombes (see figure 17) and Orelle (figure 18) sites, the creep of the rock glaciers is very low (from 0 to 0.205 m.y-1), but sufficient to disturb the chairlifts which are installed on their surface.

Concerning the Bérard rock glacier, the DGPS survey, performed twice a year, has permitted to distinguish three areas (Krysiecki, 2009, 2010) (figure 19):

• A: the collapsed mass, with no visible signs of evolution since 2007 and which displays surface velocity below 0.1 m.y-1;

• B: the highly unstable but non-collapsed median part which displays surface velocity between 0.8 and more than 20 m.y-1;

• C: the unstable but non-collapsed upper part of the rock glacier which displays surface velocity between 0.1 and 4.5 m.y-1.

Since 2007, the DGPS survey has shown a general decrease of velocities (especially in the part B) and higher displacement rates during summers.

 

LiDAR datasets in debris accumulation

Concerning debris accumulations, LiDAR has been applied only on the Laurichard site in 2005 and 2006 (see figure 20). Two high-resolution DEMs of the rock glacier were produced in these two successive years. The comparison clearly reveals the creep of the ice and debris mixture. The inserts in the figure 20 show some details of typical surface changes, such as the individual movements of boulders in the steep central part and the fall of a block from the front. The downstream progression of the ridge is also clearly visible. Calculated displacement rates are consistent with the geodetic measurements (Bodin, 2008).


Rockfalls and evolution of rockfaces

LiDAR datasets for rockwalls in the Mont Blanc massif

69 rockfalls, ranging in volume from 1 to 426 m3, have been identified since 2005 with TLS surveys (see table 5). Their distribution suggests that the morphodynamics of rockwalls depends on geological, topo-climatic and ice-cover factors. Except for 11 small events that occurred just above 4000 m a.s.l. (NW face of the Aiguille Blanche de Peuterey, SE face of the Piliers du Frêney, S face of the Grand Pilier d’Angle), no rockfall > 100 m3 has been observed above 3670 m a.s.l. Rockwalls at a very high elevation, with cold permafrost, are thus very stable, while those below 3800 m a.s.l., with a likely degradation of the permafrost, are more or less affected by rockfalls – depending on the geological structure and the ice cover.

Among the largest detachments, those which affected a compact spur at the Tour Ronde between 2005 and 2006 (volume: 382 + 154 m3) could result from the permafrost degradation (deepening of the active layer). By contrast, detachments at the Petit Dru during the same period are probably due to mechanical adjustment after the rock avalanche of June 2005 (Deline et al., 2008) (see figure 21 and 20). Massive ice has been observed in several detachment zones. This supports the relevance of the thaw of the ice which fills fractures in the rockwalls. Moreover, the shrinking of ice/snow cover on many slopes has probably been the source of small events (mechanical detachment, formation of an active layer).

Rockfall inventories in the Mont Blanc massif

45 rockfalls were reported in 2007, 21 in 2008 and 72 in 2009 (see figure 23). In the area of the massif covered by the network of observers, 152 rockfalls occurred in 2003 (among a total of 182 for the whole massif), mainly during the hot summer (Ravanel et al., 2010c). These rockfalls range in volume from 100 to 50,000 m3 (figure 24 for the most important one). Analysis suggests that most of the collapses are probably related to permafrost degradation, by the deepening of its active layer. Most of their starting zones are indeed located in areas of warm permafrost, which is the most sensitive to warming.

 

Finally, permafrost conditions appear more and more as an important factor to explain how climate warming is driving the rockwall instability and related natural hazards in mountain areas.

Déplacements superficiels de glaciers rocheux

Données issues du suivi par station totale et DGPS

Les mesures de déplacements de surface sur le glacier rocheux de Laurichard sont effectuées depuis 1979 (mais les premières données exploitées datent de 1985), en partenariat avec le Parc National des Ecrins (cf. figure 16). Cette série est l’une des plus longues des Alpes, et la plus longue en France. Les mesures sont annuelles depuis 1999 (tous les 2 ou 3 ans avant cette date). Une accélération constante est observable jusqu’en 1999 suivie par la plus forte vitesse moyenne (autour de 1.2 m.a-1) en 2001-2002 et 2003-2004, puis une diminution après 2005.

 

Pour les sites de Bellecombes (cf. figure 17) et d’Orelle (figure 18), le fluage des glaciers rocheux est très lent (entre 0 et 0.205 m.a-1), mais suffisant pour déstabiliser les infrastructures de remontées mécaniques installées sur ces formes.

 

Concernant le Bérard, le suivi au GPS Différentiel a permis de distinguer 3 zones (Krysiecki, 2009, 2010) (figure 19) :

• A : la masse glissée, qui ne présente pas de signes d’évolutions depuis 2007 et qui présente des vitesses de surface inférieures à 0.1 m.a-1 ;

• B : la partie médiane très instable mais encore en place qui présente des vitesses de surface comprises entre 0.8 et plus de 20 m. a-1 ;

• C : la partie instable du glacier rocheux à l’amont de la niche d’arrachement qui présente des vitesses de surfaces comprises entre 0.1 et 4.5 m. a-1.

Depuis 2007, le suivi DGPS a montré une diminution générale des vitesses (en particulier dans la partie B) et des taux de déplacement plus élevés en été.

 

Données LiDAR pour les terrains sédimentaires

Dans les terrains sédimentaires, le LiDAR a seulement été mis en œuvre sur le site de Laurichard en 2005 et 2006 (cf. figure 20). Deux modèles numériques de terrain haute résolution ont été produits. La comparaison révèle clairement le fluage du mélange de glace et de débris. Les cadres de la figure 20 présentent des détails typiques du changement de la surface, tels que des mouvements individuels de blocs dans la partie centrale raide et la chute d’un bloc présent sur le front. Les déplacements calculés sont en accord avec les mesures géodésiques (Bodin, 2008).

 

Dynamique des parois rocheuses et éboulements

Suivi par LiDAR de parois rocheuses dans le massif du Mont Blanc

69 écroulements (V > 100 m3), éboulements et chutes de blocs, d’un volume de 1 à 426 m3, ont été identifiés depuis 2005 grâce aux relevés TLS (cf. tableau 5). Leur distribution suggère que la morphodynamique de parois dépend de facteurs géologiques, topoclimatiques et de l’évolution de la couverture glaciaire. Hormis 11 événements de faible volume qui se sont produits peu au-dessus de 4000 m (face NW de l’Aiguille Blanche de Peuterey, face SE des Piliers du Frêney, face S du Grand Pilier d’Angle), aucun mouvement de masse d’un volume > 100 m3 n’a été observé au-dessus de 3670 m. Les parois rocheuses de très haute altitude, où règne un permafrost froid, sont donc très stables, alors qu’en-dessous de 3800 m, une dégradation du permafrost semble probable, et les parois sont plus ou moins affectées par des mouvements de type éboulements/écroulements, selon la structure géologique et la couverture glaciaire.

Parmi les événements les plus importants, ceux qui ont affecté un éperon compact de la Tour Ronde entre 2005 et 2006 (volume: 382 + 154 m3) pourraient résulter d’une dégradation du permafrost (approfondissement de la couche active). Par contre, les détachements au Petit Dru pendant la même période sont probablement dus au réajustement mécanique consécutif au grand écroulement de juin 2005 (Deline et al., 2008) (cf. figure 21 et figure 22).

Recensement des écroulements dans le massif du Mont Blanc

45 écroulements ont été signalés en 2007, 21 en 2008 et 72 en 2009 (cf. figure 23). Dans la zone du massif couverte par le réseau d’observateurs, 152 éboulements se sont produits en 2003 (sur un total de 182 pour l’ensemble du massif), principalement pendant la période la plus chaude de l’été (Ravanel et al., 2010c). Le volume des écroulements varie entre 100 et 50 000 m3 (figure 24 pour le plus important d’entre eux). Leur analyse suggère que la plupart des écroulements est probablement liée à une dégradation du permafrost, du fait de l’approfondissement de la couche active. La plupart des zones de détachement sont situées en zones de permafrost “chaud”, qui sont les plus sensibles au réchauffement. De la glace massive a par ailleurs été observée dans plusieurs niches d’arrachement, soulignant le rôle probable de la glace remplissant les fissures de la roche. De plus, la diminution de la couverture de glace ou de neige sur de nombreux versants a probablement été la cause de petits événements (détachements mécaniques, formation d’une couche active).

Les conditions de permafrost semblent donc bien devenir un facteur explicatif de plus en plus important pour comprendre comment le réchauffement influence l’instabilité des parois rocheuses et, par là, les risques naturels en régions de montagne.

Modélisations

 

Hypothèses

 

 

Paramètre de l'aléa

Sensibilité des paramètres de l'aléa à des paramètres climatiques

Informations complémentaires (données utilisées, méthode, scénarios, etc.)

 

 

Geodetic measurements and surface dynamics of rock glaciers

DGPS and Total Station

DGPS and Total Station monitoring: definition and objectives Differential GPS (DGPS) and Total Station can be considered as classical terrestrial techniques for monitoring the surface dynamics of rock glaciers and more generally of creeping landforms. The former is based on the distance measurement between several satellites and two or more receivers (a reference and one (or more) rover(s)), whereas the second is based on the measurement of horizontal and vertical angles. A relatively high precision (under 5 centimetres for the DGPS method and under 5 centimetres for the Total Station method) can be obtained. Two measurement campaigns of surveyed points allow to determinate X, Y and Z metric coordinate differences, and consequently the 3D movements (vertical and horizontal) of these points between the two dates. Several campaigns allow to identify temporal variations of the surface movements, and to outline acceleration or deceleration areas on the studied landforms. However, these techniques imply a low density of measured points because they are time-consuming, especially the DGPS.

Data acquisition: The points, usually placed on remarkable and well anchored blocks, are surveyed with the following equipment:

the monofrequence Promark 3 DGPS, produced by Thalès, is used on the Bellecombes, Bérard and Orelle sites. On site, one reference and two rovers are generally used. The post-treatment is performed with GNSS solutions. Due to the material, 15 to sometimes more than 30 minutes are necessary for each measurement in static mode;

the Sokkia Set C total station is used on the Laurichard site.

DGPS campaigns are carried out once a year at the end of the summer on the sites of Bellecombes and Orelle, and twice a year on the Bérard site (in June and September).

 

LiDAR

LiDAR: definition and scope: Light Detection And Ranging (LiDAR or Laserscanning) is based on the measurement of the elapsed time of a laser pulse emitted by a photodiode until itreturns to the optical receiver. This technique allows acquiring 3-D surface data with a high spatial sampling rate. High resolution 3-D model could be created and compared between two campaigns. Therefore, this diachronic comparison allows the mapping of topographic changes on rock glaciers or on each rockwall between two surveys, and the calculation of creep velocities or volumes of detached rock (Rabatel et al., 2008; Ravanel et al., 2010b). LiDAR can be airborne (ALS) or terrestrial (TLS). The second one is used in the presented survey.

Data acquisition: The LiDAR used is the Ilris 3D, developed by Optech. With a wavelength of 1500 nm, this device is able to acquire 2500 points per second, at an accuracy of about a centimetre (8mm at 100m) and at a maximal range of about 1000m. Data are processed with InnovMetric Polyworks V10.1.


Rockfalls and evolution of rockfaces

LiDAR datasets for rockwalls in the Mont Blanc massif

Surveys with Terrestrial Laser Scanning (TLS) in the Mont-Blanc massif began in June 2005. The helicopter or cable cars are used to access to the sites. Data are acquired with an Optech ILRIS 3D laser scanner, and processed with Innov-Metric Polyworks V10.1, to get 3D models of each rockwall at a high resolution (Ravanel and Deline, 2006). A diachronic comparison of these models allows the mapping of topographic changes on each rockwall between two surveys, and detached rock volumes are calculated (Rabatel et al., 2008; Ravanel et al., 2010b).

 

Rockfall inventories in the Mont Blanc massif

To document rockfalls in the recent years, a network of observers (guides, hut keepers, mountaineers) has been set up in 2005 and has been fully operational since 2007. A form is filled for each observed rockfall or deposit, with its characteristics. Data is checked and completed on the field each autumn. Rockfall parameters are then extracted using several methods (Ravanel et al., 2010a). Elevation of the scars, slope and micro-topographic aspects of affected rockwall were calculated in ArcGIS 9.2 from a 10 to 50 m DTM. Volumes are computed from the estimation of the area and thickness of the deposits or using a laser rangefinder. Finally, the probability of permafrost occurence is determined from a model of distribution of the mean annual ground surface temperature (MAGST).

Déplacements superficiels de glaciers rocheux

DGPS et station totale

Suivi au DGPS et à la station totale : définition et objectif : L’utilisation du GPS Différentiel et d’une station totale peut être considérée comme des techniques terrestres classiques pour le suivi de la dynamique de surface de glaciers rocheux et plus généralement des formes fluantes. Le premier est basé sur la mesure de la distance entre plusieurs satellites et au moins deux récepteurs (une base et un (des) mobile(s)), tandis que la seconde est basée sur la mesure d’angles horizontaux et verticaux. Une précision relativement élevée (moins de 3 cm pour le DPGS et moins de 5 cm pour la station totale) peut être atteinte. Deux campagnes de mesures permettent de déterminer les différences de coordonnées métriques en X, Y et Z, et par conséquent les mouvements en 3-D (verticaux et horizontaux) des points suivis entre les 2 dates. Plusieurs campagnes permettent d’identifier les variations temporelles des mouvements de surface, et mettre en avant des accélérations ou des décélérations de zone sur les formes étudiées. Cependant, ces techniques permettent le suivi d’un réseau de points peu dense en raison du temps de mise en œuvre, en particulier pour le DGPS.

Acquisition de données : Les points, généralement implantés sur des blocs remarquables et bien ancrés dans la forme, sont suivis à l’aide des appareils suivants :

• Un GPS Différentiel monofréquence Promark 3, produit par Thalès. Sur site, une base et 2 mobiles sont généralement utilisés. Le post-traitement est réalisé avec le logiciel GNSS Solutions. Ce DGPS est utilisé sur les sites de Bellecombes, du Bérard et de Plan Bouchet ;

• Une station totale Sokkia Set C, utilisée pour le suivi du glacier rocheux de Laurichard.

Des campagnes DGPS sont menées une fois par an sur les sites de Bellecombes et d’Orelle à la fin de l’été, et deux fois par an au Bérard (en juin et septembre).

 

LiDAR

Définition et objectif du LiDAR : La méthode LiDAR (Light Detection and Ranging) ou Laserscanning est basée sur la mesure du temps mis par une impulsion laser émise par une photodiode pour retourner au récepteur optique. Cette technique permet l’acquisition de données de surface dans les 3 dimensions, avec une fréquence d’échantillonnage élevée. Des modèles 3-D de haute résolution peuvent ainsi être créés et comparés entre 2 campagnes. Cette comparaison diachronique permet de cartographier les changements topographiques de surface des glaciers rocheux ou de chaque chute de blocs et de calculer des vitesses de déplacements ou des volumes de blocs détachés ((Rabatel et al., 2008; Ravanel et al., 2010b). Le LiDAR peut être aéroporté (ALS) ou terrestre (TLS). La seconde méthode est celle utilisée pour les suivis présentés ici.

Acquisition des données : Le LiDAR utilisé est le modèle Ilris 3D, développé par Optech. Avec une longueur d’onde de 1500nm, cet appareil est capable d’acquérir 2500 points par seconde, à une précision d’environ 1 cm (8 mm à 100m) et à une portée maximale de 1000m. Les données sont traitées avec la suite logicielle InnovMetric Polyworks V10.1.


Dynamique des parois rocheuses et éboulements

Suivi par LiDAR de parois rocheuses dans le massif du Mont Blanc

Un suivi par balayage laser terrestre (TLS) a été commencé en juin 2005 dans le massif du Mont Blanc. L’accès aux sites se fait par hélicoptère ou téléphérique. Les données sont acquises à l’aide d’un scanner laser Optech ILRIS 3D et traitées sous la suite logicielle InnovMetric Polyworks V10.1 en vue d’obtenir pour chacune des parois rocheuses un model 3D à haute résolution (Ravanel et Deline, 2006). Une comparaison diachronique de ces modèles permet de cartographier les changements topographiques de chaque paroi rocheuse entre deux relevés, et de calculer les volumes rocheux détachés (Rabatel et al., 2008; Ravanel et al., 2010b).


Recensement des écroulements dans le massif du Mont Blanc

Un réseau d’observateurs (guides, gardiens de cabanes, alpinistes) a été constitué en 2005, afin de documenter les écroulements actuels. Il est entièrement opérationnel depuis 2007. Pour chaque écroulement ou dépôt observé, un formulaire est rempli avec ses caractéristiques. Les données sont vérifiées et complétées chaque automne sur le terrain. Les paramètres des éboulements sont ensuite extraits par différentes méthodes (Ravanel et al., 2010a). L’altitude des niches d’arrachement, la pente et les caractéristiques micro-topographiques des parois affectées sont calculées avec ArcGIS 9.2 à partir d’un MNT à 10 ou 50 m. Les volumes sont calculés à partir de l’estimation de la surface du dépôt et de son épaisseur, ou à partir de mesures effectuées au télémètre laser. Finalement, la probabilité de présence de permafrost est déterminée à partir d’un modèle de distribution de la température moyenne annuelle de surface.

 

 

(4) - Remarques générales

The PermaFRANCE network

A French long term monitoring network of permafrost and frost related processes, named PermaFRANCE, has been set up informally since 2007 and officialised in 2010. It represents the French contribution to the Alpine wide PermaNET network, and to the Global Terrestrial Network on Permafrost (GTN-P).

Objectives

The PermaFRANCE network will not only focus on permafrost, but also on all frost related phenomena at different altitudinal levels, including both thermal monitoring and process observation and monitoring:

• continuous and discontinuous permafrost in rock walls :

- thermal monitoring is mainly performed at the Aiguille du Midi (Mont Blanc massif) and includes rock surface temperature (RST) and temperature profiles in medium depth boreholes (10 m) ;

- inventorying and observation of rockfall activity in high mountain rock walls : this action concerns the whole Mont Blanc area and is based on a historical inventory and on an observation of current activity based on a network of observers and contributors ;


• discontinuous permafrost in surficial deposits and flat bedrock :

- thermal monitoring is performed on five rock glacier sites and includes ground surface temperature (GST) and annual BTS campaigns on some sites. Two medium depth boreholes (15 m) have been made in 2009 on one site, and equipped for thermal profile monitoring. A deep borehole (100 m) will be made in summer 2010 at 45° N latitude ;

- geophysical monitoring is performed on 4 sites : repeated vertical electrical soundings have been performed on some sites for 20 years, and have been complemented since 2007 by electrical resistivity tomography (ERT) and refraction seismic ;

- surficial displacements of rock glaciers : surficial displacements are measured either by classical geodesy or by DGPS on 6 rock glaciers ;


• sporadic permafrost at middle altitudes :

- an inventory of cold scree slopes and biological investigations on soil and tree growth (dendrogeomorphology) have already been achieved ;

- a thermal monitoring should be initiated on selected sites in 2010 ;

 

• seasonal frost and frost/thaw cycles at middle and low altitudes (infra-periglacial belt) :

- the effect of frost/thaw cycles on rock weathering has been monitored on various lithologies for several years ;

- a network of seasonal frost monitoring sites (frost occurrence and frost depth) at different altitudes is not yet implemented, but is in discussion.

The objective is to gain a complete view of frost related phenomena, of their distribution over altitude, and of their evolution at different altitudinal levels. It is actually expected that some phenomena will migrate to higher altitudes and evolve accordingly, in intensity and frequency. (…)

Monitoring sites

The PermaFRANCE network relies on a set of monitoring sites, chosen in order to match the scientific goals of the network, but also the logistic capacities of the partners:

• for permafrost in rockfaces, investigations are concentrated in the Mont Blanc massif;

for permafrost in surficial deposits, investigations are made on several sites distributed over the northern and southern French Alps. Ideally, the network should be designed in order to appraise the North-South as well as the continentality gradients;

for cold scree slopes, the investigations will focus on the most representative sites at different altitudes.

Every site is placed under the responsability of one PermaFRANCE partner, who is in charge of the maintenance, the data retrieval, interpretation and storage [See Table 1: recapitulative list of the monitoring sites].

Le réseau PermaFRANCE

Un réseau français d’observation à long terme du permafrost et des phénomènes liés au gel, appelé PermaFRANCE, a été constitué informellement depuis 2007, et officialisé en 2010. Il représente la contribution française au réseau alpin PermaNET et au réseau mondial GTN-P (Global Terrestrial Network for Permafrost).

Objectifs

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:

• permafrost continu et discontinu en parois rocheuses :

- le suivi thermique est mené principalement à l’Aiguille du Midi et sur divers sites du massif du Mont Blanc. Il inclut la mesure de la température de surface de la roche (RST) et des profils de température dans des forages de moyenne profondeur (10 m) ;

- recensement et documentation des écroulements dans les parois rocheuses d’altitude : cette action concerne l’ensemble du massif du Mont Blanc. Elle se base sur un inventaire historique ainsi que sur une observation de l’activité actuelle grâce à un réseau d’observateurs et de contributeurs ;


• permafrost discontinu en formations superficielles et sur surfaces rocheuses planes :

- un suivi thermique est mené sur cinq sites de glaciers rocheux. Il inclut la mesure de la température de surface du sol (GST) et des campagnes de cartographie annuelle BTS sur certains sites. Deux forages de moyenne profondeur (15 m) on été réalisés en 2009 sur un des sites, et équipés pour la mesure du profil de température. Un forage profond (100 m) est prévu en 2010 à 45° de latitude Nord ;

- un monitoring géophysique est réalisé sur quatre sites : des sondages électriques verticaux ont été répétés sur certains sites depuis 20 ans, et ont été complétés depuis 2007 par des tomographies électriques et de la sismique réfraction ;

- les déplacements de surface de glaciers rocheux sont mesurés sur sept glaciers rocheux, soit par géodésie classique soit par DGPS ;


• permafrost sporadique à moyenne altitude :

- un inventaire des éboulis froids, ainsi que des observations biologiques sur l’évolution des sols et la croissance des arbres (dendrogéomorphologie) ont déjà été réalisés ;

- un suivi thermique devrait être engagé en 2010 sur des sites choisis ;


• gel saisonnier et cycles gel/dégel à moyenne et basse altitude (étage infrapériglaciaire) :

- l’effet des cycles gel/dégel sur la météorisation des roches a été suivi sur diverses lithologie pendant quelques années ;

- un réseau de sites instrumentés pour le suivi du gel saisonnier (occurrence et profondeur de gel) à différentes altitudes est en projet, mais n’a pas encore été mis en œuvre.

Le but est d’obtenir une vue d’ensemble des phénomènes liés au gel, de leur distribution en fonction de l’altitude, et de leur évolution à différents niveaux d’altitude. Il est en effet vraisemblable que certains phénomènes vont migrer vers des altitudes plus élevées et évoluer en intensité et en fréquence. (…)

Sites instrumentés

Le réseau PermaFRANCE s’appuie sur un ensemble de sites instrumentés, sélectionnés en fonction des objectifs scientifiques du réseau, mais aussi des moyens logistiques des partenaires :

- pour le permafrost en parois rocheuses, les recherches sont concentrées dans le massif du Mont Blanc ;

- 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 ;

- 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. [Cf. tableau 1 : liste récapitulative des sites instrumentés]

 

(5) - Syntèses et préconisations

 

Références citées :

Bodin, X. (2007). Géodynamique du pergélisol de montagne : fonctionnement, distribution et évolution récente. L’exemple du massif du Combeynot (Hautes-Alpes). Thèse de Doctorat en Géographie, mention Géomorphologie, Université Paris-Diderot (Paris 7) – Institut de Géographie Alpine, 273p.

Bodin, X., Schoeneich, P., Lhotellier, R., Gruber, S.,Deline, P., Ravanel, L., Monnier, S. (2008a). Towards a first assessment of the permafrost distribution in the French Alps. Alpine Glaciological Meeting/Société Hydrotechnique de France (section de glaciologie/nivologie). 5-7 mars 2008, Chamonix.

Bodin X., Schoeneich P., Jaillet S. (2008b). High resolution DEM extraction from terrestrial LIDAR topometry and surface kinematics of the creeping Alpine permafrost: the Laurichard rock glacier case study (Southern French Alps). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost, 29 juin-3 juillet 2008, Fairbanks/Alaska, vol. 1, p. 137-142.

Bodin X., Thibert E., Fabre D., Ribolini A., Schoeneich P., Francou B., Reynaud L., Fort M. (2009). Two decades of responses (1986-2006) to climate by the Laurichad rock glacier, French Alps. Permafrost and Periglacial Processes, 20, p. 331-344.

Delaloye, R. (2004). Contribution à l'étude du pergélisol de montagne en zone marginale. PhD Thesis, Department of Geosciences–Geography, University of Fribourg. GeoFocus 10.

Delaloye R., Perruchoud, Avian, Kaufmann V., Bodin X., et al. (2008). Recent interannual variations of rock glacier creep in the European Alps. Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost, 29 juin-3 juillet 2008, Fairbanks/Alaska, vol. 1, p. 343-348.

Deline, P., Jaillet, S., Rabatel, A., Ravanel, L. (2008). Ground-based LiDAR data on permafrost-related rockfall activity in the Mont-Blanc massif. In: Kane

D.L., Hinkel K.M. (Eds.). Proceedings of the 9th International Conference on Permafrost 2008. Institute of Northern Engineering, University of Alaska Fairbanks, vol. 1, 349-354.

Durand, Y., Giraud, G., Laternser, M., Etchevers, P., Merindol, L., Lesaffre, B. (2009). Reanalysis of 47 Years of Climate in the French Alps (1958-2005) : climatology and trends for snow cover. Journal of Applied Meteorology and Climatology, 48: 2487-2512

Haeberli, W. (1973). Die Basis-Temperature der winterlichen Schneedecke als möglicher Indikator für die Verbreitung von Permafrost in den Alpen. Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie, 9: 221-227.

Ishikawa, M. (2003). Thermal regimes at the snow-ground interface and their implications for permafrost investigation. Geomorphology, 52: 105-120.

Krysiecki, J.-M. (2009). Rupture du glacier rocheux du Bérard (Alpes de haute Provence) : analyses géomorphologiques et premiers résultats du suivi mis en place sur le site. Environnements périglaciaires, 16: 65-77.

Krysiecki, J.-M., Le Roux, O., Bodin, X., Schoeneich, P. (2010). State and evolution of the Bérard rock glacier (Southern French Alps) after its collapse in 2006: insights from geophysical, geodetic and thermal datasets. European Geoscience Union meeting, Wien, 2010. Geophysical Research Abstracts, Vol. 12, EGU2010-13932-3

Monnier, S. (2006). Les glaciers rocheux, objets géographiques. Analyse spatiale multiscalaire et investigations environnementales. Application aux Alpes de Vanoise. Thèse de doctorat, Université Paris XII-Val de Marne, 339p.

Monnier, S. (2007). Les glaciers rocheux, objets géographiques. Analyse spatiale multiscalaire et investigations environnementales. Application aux Alpes de Vanoise. Environnements périglaciaires, 14: 59-65.

Rabatel, A., Deline, P., Jaillet, S., Ravanel, L. (2008). Rock falls in high-alpine rock walls quantified by terrestrial LiDAR measurements: a case study in the Mont-Blanc area. Geophysical Research Letter, 35, L10502, DOI:10.1029/2008GL033424.

Ravanel, L., Deline, P. (2006). Nouvelles méthodes d’étude de l’évolution des parois rocheuses de haute montagne : application au cas des Drus. In : Amelot F. (Ed.). La gestion du risque au Pays du Mont-Blanc. Actes du colloque Géologie et Risques Naturels. Centre de la Nature Montagnarde, Sallanches, 48-53.

Ravanel, L., Allignol, F., Deline, P., Gruber, S., Ravello, M. (2010a). Rock falls in the Mont Blanc Massif in 2007 and 2008. Landslides, DOI: 10.1007/s10346-010-0206-z

Ravanel, L., Deline, P., Jaillet, S. (2010b). Quantification des éboulements/écroulements dans les parois à permafrost de haute montagne : quatre années de relevés laser terrestres dans le massif du Mont Blanc. Revue Française de Photogrammétrie et de Télédétection.

Ravanel, L., Allignol, F., Deline, P., Bruno, G. (2010c). Les écroulements rocheux dans le massif du Mont Blanc pendant l’été caniculaire de 2003. Actes du colloque 2009 de la SSGm.

Schoeneich, P., Bodin, X., Krysiecki, J.-M. (2009). Evolution des températures du sol en zone de permafrost dans les Alpes françaises depuis 2003. Environnements Périglaciaire, 16 : 79-90.