Navigation – Plan du site

AccueilDossiers111-2Réchauffement du permafrost dans ...

Réchauffement du permafrost dans les Alpes occidentales: une nouvelle preuve d’un réchauffement qui dépend de l’altitude?

Paolo Pogliotti, Edoardo Cremonese et Umberto Morra di Cella
Cet article est une traduction de :
Warming Permafrost in the Western Alps: A Further Evidence of Elevation Dependent Warming? [en]

Résumé

La présente étude vise à caractériser l’évolution thermique récente du permafrost dans la région de la Vallée d’Aoste (Italie, Alpes européennes occidentales) en utilisant comme indicateurs les anomalies d’épaisseur de la couche active et les tendances au réchauffement des températures de subsurface et en profondeur. L’ensemble des données comprend des sites d’étude situés à différentes altitudes et dans des contextes géomorphologiques variés tels que des parois rocheuses, des plateaux de haute altitude, et des marges proglaciaires.
Les résultats montrent que l’épaisseur de la couche active augmente partout et que les anomalies sont cohérentes entre les sites malgré leurs caractéristiques et distances. Des tendances significatives au réchauffement d’environ +0,2 °C/10 ans sont observées à 15 m de profondeur dans des sites situés autour de 3000 m d’altitude. Dans les parois rocheuses, les tendances au réchauffement à la surface de la roche ne sont significatives que sur les versants nord où les valeurs sont en moyenne de +0,42 °C/10 ans à des altitudes supérieures à 4000 m.
La présente étude fournit également un aperçu de l’évolution thermique actuelle du permafrost dans les Alpes du nord-ouest ainsi que des informations cohérentes et utiles pour la gestion des risques. Profitant de cette analyse, l’étude vise également à souligner que les mesures de température dans le permafrost pourraient contribuer au débat sur la dépendance du réchauffement à l’altitude.

Haut de page

Texte intégral

Introduction

1Le permafrost est un phénomène thermique très répandu à l’échelle mondiale. Il affecte environ 15 % des surfaces terrestres (Gruber, 2012) et se produit essentiellement dans les régions les plus froides : aux hautes latitudes ou à haute altitude. Étant un phénomène purement thermique, le permafrost est un indicateur climatique précieux, utile pour quantifier les effets du réchauffement climatique (Hock et al., 2019 ; Smith et al., 2022). La compréhension de l’état thermique et de l’évolution du permafrost dans les régions de montagne est cruciale puisque la dégradation continue provoquée par le réchauffement climatique pose des problèmes importants en termes de stabilité des versants et des infrastructures (par ex. Gruber & Haeberli, 2007 ; Haeberli & Gruber, 2009 ; Duvillard et al., 2021).

2Dans les régions de montagne comme les Alpes, la répartition et les caractéristiques thermiques du permafrost sont fortement influencées par la topographie complexe et l’extrême variabilité spatiale de la couverture de neige et de débris (Guodong & Dramis, 1992 ; Noetzli et al., 2007 ; Gruber & Haeberli 2009), ce qui rend son étude difficile. Pour répondre à cette complexité au niveau régional, il est nécessaire de mesurer la température du permafrost dans différents contextes géomorphologiques, ce qui rend difficile la généralisation des informations provenant de sites alpins individuels. L’étude des anomalies et des tendances peut donc constituer une approche utile pour comparer différents sites et déduire des signaux globaux à l’échelle d’un massif ou d’une région.

3Les températures du permafrost sont étroitement liées aux températures moyennes annuelles de l’air (MAAT – Mean Annual Air Temperature) et aux températures moyennes annuelles de la surface du sol (MAGST – Mean Annual Ground Surface Temperature). En effet, l’amplitude des variations de température du sol diminue avec la profondeur (Brown, 1973). À une certaine profondeur, connue sous le nom de zone d’amplitude annuelle nulle (ZAA – Zero Annual Amplitude), on n’observe plus de variation saisonnière. Dans les forages profonds, la température annuelle moyenne du sol (MAGT – Mean Annual Ground Temperature) au niveau ou en dessous de la ZAA est couramment utilisée pour évaluer le régime thermique du sol (Gold & Lachenbruch, 1973). Néanmoins, la correspondance entre les températures du permafrost et MAAT ou MAGST n’est pas parfaite et la différence est principalement contrôlée par deux facteurs : le « surface offset » (SO) et le « thermal offset » (TO) (Smith et Riseborough 2002). Le SO est dû à l’effet isolant de la couverture neigeuse hivernale ; il est négligeable dans les sites où la neige est rare ou absente. Le TO est dû aux différentes conductivités thermiques de la couche active lorsqu’elle est gelée ou dégelée. Elle est plus élevée dans les matériaux humides (par exemple les sols à grains fins) et négligeable dans les matériaux secs (par exemple les sols à gros grains ou le substrat rocheux) (Burn et Smith 1988). Ainsi, dans les sites où SO et TO sont faibles ou négligeables, la MAAT ou la MAGST peuvent être utilisées pour estimer les températures du sol en profondeur. L’inverse est également possible : les températures en profondeur au-delà de la ZAA ou la MAGST peuvent être considérées comme de bons indicateurs de la température de l’air au niveau du site.

4Le réchauffement dépendant de l’altitude (Elevation Dependent Warming – EDW) désigne le processus d’amplification de la vitesse de réchauffement avec l’altitude. Il entraîne le fait que les environnements de haute montagne connaissant des changements de température plus rapides qu’à plus basse altitude (Pepin et al., 2022). Une telle différence n’implique pas toujours le fait que le réchauffement soit plus rapide dans les montagnes que dans les plaines. Différentes simulations suggèrent une accélération du réchauffement à haute altitude (Kotlarski et al., 2012 ; Rupp et al., 2017 ; Palazzi et al., 2019). Les analyses des mesures de température de l’air disponibles dans les régions de montagne (Ceppi et al., 2012 ; Isotta et al., 2019) ou au niveau mondial (Pepin et al., 2022) ne sont pas toujours en accord, à l’exception du plateau tibétain (par ex. You et al., 2020). Ceci est attribué à la complexité des dynamiques climatiques en montagne (Pepin et al., 2022) mais aussi aux lacunes des réseaux de mesure actuels qui disposent rarement de stations au-dessus de 2000 ou 3000 m d’altitude (Pépin et al., 2015). Dans ce contexte, la mesure des MAGST dans les parois rocheuses abruptes (et orientées vers le nord), effectuée depuis de nombreuses années par les chercheurs sur le permafrost (par exemple Gruber et al., 2003) à des altitudes souvent supérieures à 3000 m d’altitude peut constituer un ensemble de données précieux pour contribuer au débat sur l’EDW.

5La présente étude vise à fournir un aperçu de l’état thermique actuel et de l’évolution récente du permafrost dans les Alpes du nord-ouest en examinant les tendances et les anomalies dans (i) la série chronologique des variables climatiques essentielles pour ce qui concerne le permafrost (ECV – Essential Climate Variables), c’est-à-dire l’épaisseur de la couche active (ALT – Active Layer Thickness), la température du permafrost (PT – Permafrost Temperature), et (ii) la MAGST sur des parois rocheuses raides de haute montagne. Le jeu de données comprend des sites d’observation situés à différentes altitudes et dans des contextes géomorphologiques variés comme des parois rocheuses, des plateaux d’altitude, ou des marges proglaciaires. Les principales zones de mesure sont situées dans les régions du Cervin et du Mont-Blanc. En outre, l’étude vise également à souligner le fait que les mesures de température dans le permafrost pourraient contribuer au débat sur l’EDW.

Descriptions des sites

6Dans la Vallée d’Aoste (Alpes du nord-ouest, Italie), le permafrost est présent au-dessus de 2500 m d’altitude et fait l’objet d’un suivi systématique depuis le début des années 2000 dans la région du Cervin. Des études antérieures ont décrit la présence de permafrost dans la Vallée d’Aoste et dans les régions voisines, avec différents degrés de précision et de répartition spatiale (Cremonese et al., 2011, Boeckli et al., 2012). Par exemple, Magnin et al. (2015) ont montré une présence marquée de permafrost dans le massif du Mont-Blanc à des altitudes supérieures à 2800 m, tandis que Giaccone et al. (2015) ont signalé la présence de permafrost dans le voisin bassin du Sabbione (Italie) à des altitudes supérieures à 2800 m. D’autres études se sont concentrées sur l’état thermique du permafrost dans les Alpes occidentales, faisant état d’une tendance générale au réchauffement au cours des dernières décennies (e.g. Bodin et al., 2015, Pogliotti et al., 2015) et de possibles impacts sur la stabilité des versants (Palomba et al., 2015).

7Les sites d’étude pris en compte dans cette étude sont situés dans deux zones géographiques distinctes. Le premier domaine est situé dans la partie haute de la vallée de Valtournenche, sur le versant italien du Cervin, et comprend trois sites principaux : la Cime Bianche, le refuge Carrel sur l’arête sud-ouest du Cervin (arête du Lion) et le sommet du Cervin (4478 m). La deuxième zone d’étude est située dans la partie orientale du massif du Mont-Blanc et comprend deux sites : la face nord des Grandes Jorasses (4208 m) et une zone périglaciaire en face du glacier du Grapillon dans la partie amont du Val Ferret. Ces deux secteurs sont distants d’environ 50 km (Fig. 1).

8L’analyse est basée sur deux types de points d’observation : (i) GST (température à la surface du sol) dans des forages peu profonds (0,55 m de profondeur) et (ii) BH (forages profonds) (voir Section « Forages » pour plus de détails).

Figure 1. Secteurs d’étude

Figure 1. Secteurs d’étude

Région du Cervin : (a) Cime Bianche, (b) refuge Carrel, (c) sommet du Cervin. Région du Mont-Blanc : (d) Grapillon et (e) face nord des Grandes Jorasses. La carte présente la Vallée d’Aoste avec les positions et les distances relatives entre les sites.

Sites du Cervin

La Cime Bianche (3100 m)

9Le site est constitué par un petit plateau situé à 3100 m d’altitude, en pente légère vers l’ouest, caractérisé par de petites terrasses, convexités, et dépressions qui, pendant l’hiver, génèrent une forte variabilité spatiale de l’épaisseur du manteau neigeux (Figure 1a). La lithologie est homogène, constituée principalement de micaschistes et de calcschistes appartenant à la partie supérieure du complexe ophiolitique de Zermatt-Saas (Dal Piaz, 1992). Le substrat est fortement altéré et fracturé et, en général, apparaît comme une couverture étendue de blocs déstructurés de différentes tailles, entrecoupés de larges fractures. L’épaisseur de cette couverture varie de quelques décimètres à plusieurs mètres. Sur ce site se trouvent deux forages (BH) de 41 et 6 m de profondeur, proches d’environ 30 m, et équipés depuis 2006 (voir Tableau 1 et Pogliotti et al., 2015, pour plus de détails).

Cabane Carrel (3850 m)

10Le site d’étude est situé dans le secteur médian de l’arête sud-ouest du Cervin, environ 30 m en aval de la cabane Carrel (Figure 1 b), sur le versant sud. Le secteur est caractérisé par des parois rocheuses verticales, modelées dans des roches du socle appartenant à l’unité géologique austro-alpine de la Dent Blanche (gneiss de la série d’Arolla), interrompues par de petites terrasses produites par les principales familles de discontinuités qui caractérisent le massif rocheux. Le substrat est compact et peu fracturé. Les deux points de mesure, à savoir un site GST équipé depuis 2005 et un BH de 9 m de profondeur équipé depuis 2011, sont situés sur le versant sud à une altitude d’environ 3850 m.

Sommet du Cervin (4450 m)

11Le site est une crête rocheuse très abrupte et effilée s’étendant d’est en ouest. Elle sépare les faces nord et sud de la pyramide du Cervin (Figure 1c). Le sommet est constitué de roches compactes et légèrement fracturées appartenant également à l’unité géologique de la Dent Blanche représentée ici par les kinzigites de la série du Valpelline (gneiss métamorphiques). Les points de mesure sont deux sites GST situés à environ 30 m sous le sommet, sur les faces nord et sud de la montagne, à une altitude d’environ 4450 m. Les mesures sont effectuées depuis 2011.

Sites du Mont-Blanc

Grapillon (3100 m)

12Le Grapillon est un petit glacier situé dans le haut Val Ferret, sur le versant italien du massif du Mont-Blanc. Comme tous les glaciers de la région, il a subi un important retrait au cours des dernières décennies (Figure 1d). Le site de suivi est situé dans la zone proche du front actuel du glacier, sur une pente rocheuse inclinée vers l’Ouest. Le substrat rocheux (granite du Mont-Blanc) est compact et poli par l’action des glaciers avec une couverture de débris quasiment inexistante. En hiver, le site est généralement recouvert d’un épais manteau neigeux (> 4 m) qui persiste jusqu’à la fin de l’été.

13Sur ce site, il y a deux forages (BH) de 20 m de profondeur placés à une distance croissante du front glaciaire. Les profils de température dans les deux forages mettent en évidence une absence de permafrost, avec des températures en profondeur (19 m) de 0,4 °C et 1,4 °C respectivement pour le forage le plus proche et le plus éloigné du front. Néanmoins, dans les deux forages, les températures annuelles moyennes du sol diminuent avec la profondeur, ce qui suggère la présence antérieure de permafrost et probablement sa présence actuelle à de plus grandes profondeurs.

14Malgré l’absence de permafrost au niveau des forages, ces données sont considérées comme très significatives car elles représentent probablement un stade avancé de dégradation du permafrost, auquel de nombreux sites de suivi dans les Alpes seront confrontés dans les années à venir. Dans cette étude, les données du Grapillon sont utilisées à la fois pour étudier les tendances au réchauffement et également pour réorganiser les données comme expliqué dans la partie « Analyse des données », au niveau de l’épaisseur de la couche active.

15Étant donné que le signal thermique à long terme dans les deux forages est très similaire, seul le plus froid est utilisé pour la présente étude, car beaucoup plus proche de conditions de permafrost. Ce forage est situé à 3100 m d’altitude et les données sont disponibles depuis 2013.

Grandes Jorasses (4100 m)

16Les Grandes Jorasses sont un sommet situé à 4208 m d’altitude, dans la partie orientale du massif du Mont-Blanc. La montagne se caractérise par des pentes très raides et compactes façonnées dans le granite du Mont-Blanc. Sur le versant sud, on trouve un glacier suspendu qui s’étend du sommet jusqu’à une altitude d’environ 4000 m, tandis que le versant nord correspond à une paroi verticale d’environ 1200 m de dénivellation (Figure 1e). Le point de mesure utilisé pour cette étude est un site GST situé en face nord, à une centaine de mètres sous le sommet à une altitude d’environ 4100 m. Les mesures sont disponibles depuis 2011.

Méthodes

Forages (GST & BH)

17Les sites GST (ground surface temperature) sont constitués de petits forages de 55 cm de profondeur et 10 mm de diamètre réalisés à l’aide d’un perforateur à batterie. Une fois la chaîne thermométrique insérée, l’entrée du trou est scellée avec du silicone pour empêcher toute circulation d’air ou d’eau. Ces points de mesure sont situés sur des parois rocheuses verticales et équipés d’une chaîne thermométrique composée de 3 capteurs placés à différentes profondeurs (10, 30 et 55 cm) reliés à un enregistreur de données Geoprecision D-Log12 alimenté par batterie avec une fréquence d’acquisition d’une demi-heure. Seuls les capteurs à 55 cm de profondeur sont utilisés pour cette étude.

18Les sites BH (boreholes) sont constitués de forages destructifs de diamètre et de profondeur variables (en moyenne 6/7 cm) réalisés par des prestataires et équipés d’un tube en PVC accueillant la chaîne de thermistances. Le haut du forage est scellé avec de la mousse expansée pour empêcher les circulations d’air et d’eau dans la cavité. Une fois la chaîne thermométrique insérée, le tuyau en PVC est scellé au moyen d’un bouchon. Les sites BH utilisés dans l’étude sont équipés de chaînes thermométriques de longueur avec un espacement des capteurs variables.

19La plupart des sites sont équipés de capteurs de type Dallas (digital chip) tandis que les forages de la Cime Bianche sont équipés de thermistances de type YSI-44031. Dans les deux cas, la résolution des capteurs est de 0,01 °C et une précision de +/- 0,1 °C dans la plage -40/+85 °C.

Tableau 1. Caractéristiques des sites d’étude

Type

Nom du site

Morphologie

Surface

Elev.

Pente

Aspect

Profondeur

Capteur

Enregistreur de données

Fréq.

Forages profonds

BH

MH_Cime Bianche

plateau

debris

3100

5

west

41

YSI 44031

CS_cr800

10 min

BH

MH_Cime Bianche

plateau

debris

3100

5

west

6

YSI 44031

CS_cr800

10 min

BH

MH_Carrel

rock wall

bedrock

3850

60

south

9

digital chip

GP_D-Log12

30 min

BH

MB_Grapillon

slope

bedrock

3100

30

west

19

digital chip

GP_D-Log12

60 min

Températures de surface du sol

GST

MH_Carrel

rock wall

bedrock

3850

90

south

0,55

digital chip

GP_D-Log12

30 min

GST

MH_Summit

rock wall

bedrock

4450

90

south

0,55

digital chip

GP_D-Log12

10 min

GST

MH_Summit

rock wall

bedrock

4450

90

north

0,55

digital chip

GP_D-Log12

10 min

GST

MB_Gr. Jorasses

rock wall

bedrock

4100

90

north

0,55

digital chip

GP_D-Log12

30 min

Type : BH = forages, GST = température de surface du sol. Nom du site : MH = Cervin, MB = Mont-Blanc. Unités : Élev. [m], Pente [°], Profondeur de forage [m]. Les valeurs de pente se réfèrent à une moyenne autour du forage et non au point exact où le capteur est installé.

Analyse des données

20Les méthodes utilisées pour calculer les ECV, les anomalies, et les tendances du permafrost sont résumées ci-dessous.

21– ALT et Anomalie de l’ALT. L’ALT est l’épaisseur de la couche active, définie comme la profondeur maximale (m) atteinte annuellement par l’isotherme 0 °C (Muller, 1943). Elle est calculée en tenant compte des températures maximales journalières à chaque profondeur et en interpolant linéairement entre le capteur le plus profond avec des valeurs positives et le capteur sous-jacent. L’ALT ne peut être calculée que dans les sites BH. L’anomalie de l’ALT de chaque série chronologique est la différence entre la valeur annuelle de l’ALT et sa moyenne.

22Comme indiqué dans la partie 2.2.1, le site de suivi du Grapillon est effectivement dépourvu de permafrost avec des températures positives jusqu’au fond du forage (Fig. 2A). Les températures négatives pénètrent en hiver à des profondeurs comprises entre 3 et 6 m (couleurs bleues) tandis que les températures positives (couleurs orange/rouge) pénètrent en été à des profondeurs différentes selon les années. Afin d’inclure également ce site dans l’analyse de la variabilité de l’ALT, 4 °C ont été soustraits à la série chronologique de température à toutes les profondeurs, obtenant le faux jeu (fake) de données de la figure 2B, où l’ALT est clairement visible pendant les périodes estivales. Comme le forage est situé dans un substrat rocheux massif et que la conduction est le mécanisme prédominant de transfert de chaleur, la soustraction de 4 °C équivaut à relever le site d’environ 1000 m en altitude. Compte tenu des objectifs des travaux et de la valeur ajoutée d’inclure un site du secteur du Mont-Blanc, nous avons considéré cette manière de réorganiser les données acceptables pour analyser le signal à long terme de la variabilité de l’ALT dans la région.

Figure 2. Site d’étude du Grapillon

Figure 2. Site d’étude du Grapillon

(A) Ensemble des données originales. (B) Faux ensemble de données obtenu en soustrayant 4 °C à la série chronologique de température à toutes les profondeurs. Les couleurs représentent la variation de la température en profondeur et dans le temps. La ligne noire est l’isotherme 0 °C.

23– Tendances des températures dans le forage et de la GST. L’analyse vise à vérifier la présence de tendances linéaires significatives dans la série chronologique des températures à l’aide de deux méthodes non paramétriques : le test de Mann-Kendall (MK) (Mann, 1945 ; Kendall, 1948) et l’estimateur de pente de Sen (SS) (Sen, 1968). Les séries chronologiques de température à chaque profondeur sont agrégées par étape mensuelle, puis déduites de la tendance pour éliminer la composante saisonnière. L’analyse des tendances est ensuite effectuée et testée sur la série chronologique résultante. Les détails de cette procédure sont rapportés dans Pogliotti et al. (2015). Pour le site du Grapillon, cette analyse de tendance est effectuée sur l’ensemble des données originales et non sur le faux (voir ci-dessus).

Résultats et discussion

Anomalie de l’ALT

24La figure 3 montre les anomalies de l’ALT pour les deux forages de la Cime Bianche (plateau couvert de débris), du Cervin (paroi rocheuse) et du Grapillon (pente rocheuse).

25Malgré les différences en termes d’altitude (environ 700 m), de contexte géomorphologique et de distance entre les sites d’étude (~ 50 km), les évolutions temporelles des anomalies semblent très similaires entre les sites et montrent un approfondissement constant de l’ALT, avec les plus brusques évolutions enregistrées au cours des étés 2015 et 2022.

26À la Cime Bianche les anomalies sont fortement corrélées depuis le début des mesures jusqu’en 2015 tandis qu’à partir de 2016 un fort découplage se produit : le forage le moins profond (CimeBianche_BH_6m, ligne rouge) présente des variations interannuelles plus importantes par rapport au forage plus profond (CimeBianche_BH_41m, orange). En effet, les deux forages, bien que situés à de courtes distances, se caractérisent par des différences significatives dans la fracturation du substrat rocheux et donc dans la teneur en glace et dans la circulation d’eau/air.

27Sur le Cervin, depuis l’été 2015, l’ALT a été toujours plus profonde que l’année précédente à l’exception des années 2017 et 2021, toutes deux caractérisées par de faibles précipitations hivernales et un été avec des températures moyennes.

28Au Grapillon, la variabilité interannuelle est plus grande que sur d’autres sites, probablement en raison de la forte influence de l’épaisseur de la couverture neigeuse sur ces sites. En général, l’évolution de l’anomalie semble conforme aux sites de la région du Cervin, à l’exception des années 2016 et 2020, où la couverture neigeuse a disparu plus tard que d’habitude en été, réduisant ainsi la fenêtre de jours sans neige et donc la période de réchauffement du sol.

29Si l’on regarde les tendances (lignes pointillées) sur le Cervin, l’approfondissement de l’ALT calculé sur la période 2012-2022 est de 2 à 3 fois inférieur à celui des autres sites. Cette différence est probablement due à l’effet topographique de l’arête du Lion qui sépare la face sud, chaude, de la face ouest, plus froide, induisant un fort effet thermique transitoire 3D qui dans un tel cas pourrait induire un refroidissement du régime thermique dans la paroi. À la Cime Bianche, les différences entre les deux forages sont probablement dues à la variation de la teneur en glace ou de la circulation de l’eau. La tendance au Grapillon est très similaire à celles observées à la Cime Bianche.

30Ces résultats sont en accord avec les observations réalisées dans d’autres sites alpins et régions de montagne et confirment une tendance incontestable à l’approfondissement de la couche active au niveau régional, avec un signal très similaire et cohérent quelle que soit l’altitude ou le contexte géomorphologique. D’autres études ont mis en évidence des résultats similaires. Récemment, un approfondissement général de l’ALT au cours des 2 dernières décennies a été rapporté dans 7 sites des Alpes suisses par PERMOS (2023) avec des pics au cours des années 2015 et 2022. Des observations similaires ont également été rapportées par Etzelmuller et al. (2020) qui a analysé l’ensemble des données sur 20 ans du projet PACE (Harris et al., 2001) qui comprend un transect sud-nord de forages profonds dans le permafrost de montagne, de la Sierra Nevada (37° N) au Svalbard (78° N). Leurs résultats montrent que l’épaisseur de la couche active (ALT) a augmenté sur tous les sites entre c. 10 et 200 % par rapport au début de la période d’étude, les changements les plus importants étant observés dans les Alpes européennes. À plus grande échelle, Smith et al. (2022) ont analysé l’état thermique du permafrost dans l’hémisphère nord, y compris des observations décennales de l’ALT. Les résultats montrent que l’ALT s’épaissit presque partout depuis les années 1990, en particulier dans l’Arctique russe et dans les régions scandinaves (qui incluent le permafrost de montagne). Sur le plateau tibétain, l’ALT a eu tendance à augmenter à un rythme d’environ 0,2 m par décennie depuis les années 1980. Dans les Alpes européennes, l’étude rapporte un fort épaississement avec un doublement de l’ALT depuis environ les années 2000 et des taux d’environ 10 cm/an, soit en moyenne une évolution 10 fois plus rapide que dans le reste de l’hémisphère. Ces changements ont généralement été plus faibles dans les sites où le permafrost est riche en glace que dans les sites rocheux.

Figure 3 : Anomalie d’épaisseur de la couche active dans quatre forages : Cime Bianche (respectivement 6 et 41 m, lignes rouge et orange ; 3100 m), Cabane Carrel (ligne bleue ; 3850 m) et Grapillon dans le secteur du Mont-Blanc (ligne grise ; 3100 m)

Figure 3 : Anomalie d’épaisseur de la couche active dans quatre forages : Cime Bianche (respectivement 6 et 41 m, lignes rouge et orange ; 3100 m), Cabane Carrel (ligne bleue ; 3850 m) et Grapillon dans le secteur du Mont-Blanc (ligne grise ; 3100 m)

Les lignes colorées en pointillés représentent les tendances temporelles linéaires des anomalies de l’ALT ajustées sur la période 2012-2022, communes à toutes les séries chronologiques. L’ALT moyenne est calculée comme la moyenne de toutes les mesures disponibles pour chaque site. Au cours des années 2019, 2020 et 2022, l’ALT de CimeBianche_BH_6m a dépassé la profondeur maximale du forage.

Températures du permafrost

31La figure 4 compare la variation de la tendance au réchauffement de la température du sol en profondeur dans les sites BH de la Cime Bianche, cabane Carrel et Grapillon. Malgré les différences en termes de contexte géomorphologique et de distance entre le Cervin et le Mont-Blanc, les tendances au réchauffement qui en résultent sont bien cohérentes, en particulier les deux sites rocheux (Cervin et Grapillon), dans la plage de profondeur 5-10 m. Elles montrent des valeurs très similaires. En revanche, le site le plus fracturé et altéré (Cime Bianche) présente des valeurs inférieures à celles du substrat rocheux. Cette différence est probablement due à un transfert de chaleur beaucoup plus efficace dans un substrat rocheux compact et légèrement fracturé (c’est-à-dire le Cervin et le Grapillon) que dans un contexte très fracturé avec une couverture de débris (Cime Bianche) (Gruber & Haeberli, 2009). Les différences entre les tendances au réchauffement des 3 sites diminuent progressivement avec la profondeur, devenant très proche (écart inférieur à 0,1 °C/10 ans) vers 15/20 m et convergeant probablement à plus grande profondeur.

32À la Cime Bianche, la profondeur de 15.3 m correspond à la ZAA (Pogliotti et al., 2015) où la température du sol devrait converger vers la valeur de la MAAT. En dessous de cette profondeur, la tendance au réchauffement à la Cime Bianche se traduit en moyenne par +0,2 °C/10 ans, une valeur qui est en accord à la fois avec le réchauffement du permafrost (Biskaborn et al., 2019) et avec le réchauffement de l’air (GIEC, 2018) observés à échelle globale. Smith et al. (2022) soulignent que les tendances au réchauffement du permafrost sont cohérentes avec celles de la température de l’air, mais également que les conditions locales, notamment la couverture de neige et de débris, modulent la réponse du permafrost au réchauffement climatique. Dans la fenêtre temporelle allant du début de la mesure du forage (2006) et 2022, la MAAT moyenne à la Cime Bianche a été de -2,34 °C tandis que la température moyenne du permafrost autour de la profondeur de la ZAA a été d’environ -1,1 °C. Il existe donc un décalage d’environ 1,2 °C entre la température de l’air et la température du permafrost, en raison de l’effet combiné de la couverture neigeuse (SO) et de la couche active (TO). Cela suggère que la tendance au réchauffement observée sur le permafrost de la Cime Bianche est probablement inférieure à la tendance au réchauffement de l’air au-dessus du site d’étude. En fait, la tendance au réchauffement calculée à partir des données de température de l’air provenant de la station météorologique automatique présente sur site (Pogliotti et al., 2015) dans la fenêtre temporelle 2007-2022 est de 1 °C/10 ans, conformément à l’étude récente de Nigrelli & Chiarle (2023) qui analyse un ensemble de données sur la température de l’air provenant de stations météorologiques situées entre 1500 et 3500 m d’altitude. Dans les Alpes, on a constaté une tendance moyenne au réchauffement de 0,5 °C/10 ans avec une fourchette pouvant varier de 0,3 à 0,9 °C/10 ans.

Figure 4. Variation de la tendance au réchauffement du sol en fonction de la profondeur dans trois forages : Cime Bianche (orange ; 3100 m), Cabane Carrel (bleu ; 3850 m) et Grapillon dans le secteur du Mont-Blanc (gris ; 3100 m)

Figure 4. Variation de la tendance au réchauffement du sol en fonction de la profondeur dans trois forages : Cime Bianche (orange ; 3100 m), Cabane Carrel (bleu ; 3850 m) et Grapillon dans le secteur du Mont-Blanc (gris ; 3100 m)

Les tendances au réchauffement sont calculées sur la fenêtre temporelle maximale disponible pour chaque forage. Les tendances sont exprimées en °C par décennie. Les lignes verticales ne représentent aucune tendance (zéro). Les lignes horizontales représentent les centiles 10 et 90 des tendances ajustées à chaque profondeur.

Températures à la surface du sol (GST)

33La figure 5 montre les tendances au réchauffement des températures de surface à deux altitudes sur la face sud du Cervin (Fig. 4a) et sur les faces nord du Cervin et des Grandes Jorasses au-dessus de 4000 m d’altitude (Fig. 4 b). Ces tendances au réchauffement sont calculées à partir d’observations de température à 55 cm sous la surface rocheuse. En regardant la figure, les données semblent cohérentes les unes avec les autres. Toutes les séries montrent des évolutions assez similaires dans le temps et une tendance évidente au réchauffement, plus prononcée sur la face sud.

34Sur la figure 4a, les deux sites sont situés sur la face sud du Cervin, à environ 30 m sous le sommet (ligne jaune) et à environ 30 m sous le refuge Carrel (ligne rouge), avec un dénivelé d’environ 600 m entre les deux. En termes de températures moyennes annuelles, les deux sites diffèrent d’environ 4 °C avec, évidemment, le capteur au sommet qui est plus froid. En termes de tendance au réchauffement, le site du sommet présente une valeur plus forte que le site de la cabane Carrel bien qu’elle ne soit pas statistiquement significative (p > 0,05 ; Moore, 2009) probablement en raison des très fortes fluctuations résultant de l’interaction des températures de surface et du rayonnement solaire, par rapport à la longueur de la série temporelle. Pour cette raison, les valeurs des taux de réchauffement sur les faces sud doivent être considérées avec prudence.

35À l’opposé, les températures sur les deux versants nord (Fig. 4 b), déterminées exclusivement par la température de l’air, sont caractérisées par des taux de réchauffement très significatifs (p < 0,01). Les deux sites sont distants verticalement de 350 m et horizontalement d’environ 50 km avec une différence de température d’environ 3 °C. De plus, le capteur du Cervin montre une plus grande variabilité interannuelle de la température. En termes de tendance au réchauffement, le sommet des Grandes Jorasses, bien que situé à une altitude plus basse, présente une tendance de 0,46 °C/10 ans qui est supérieure à celle du sommet du Cervin (0,38 °C/10 ans). En moyenne, un taux de réchauffement d’environ 0,42 °C/10 ans peut être estimé et considéré comme représentatif des faces nord au-dessus de 4000 m d’altitude dans la région. Il n’est pas possible de comparer ces résultats avec d’autres études car il ne semble pas exister de tendances calculées sur des données similaires ou à des altitudes aussi élevées.

36Néanmoins, étant donné que la MAGST sur la paroi rocheuse abrupte exposée au nord peut être considérée comme un très bon proxy de la MAAT au point de mesure, il est également possible de considérer la série chronologique de mesure de la température de la roche comme un bon proxy de la température de l’air. En conséquence, le taux de réchauffement de la température de l’air devrait raisonnablement être égal ou très proche de celui observé à la surface des roches (0,42 °C/10 ans). En comparant cette valeur avec la tendance au réchauffement de la Cime Bianche (1 °C/10 ans), il semble que dans la zone d’étude la tendance au-dessus de 4000 m soit inférieure à celle observée à 3000 m. Cependant, nous sommes conscients que les deux sites d’étude, la Cime Bianche (un plateau de haute montagne avec un offset de surface et un offset thermique) et les parois rocheuses orientées au nord (couplage direct entre la surface rocheuse et l’atmosphère sans effet du rayonnement solaire direct) sont des contextes trop différents pour faire des comparaisons robustes ainsi que des comparaisons directes entre les mesures de la température de l’air et de la température de la roche. Au contraire, une analyse systématique des enregistrements des GST à différentes altitudes sur les pentes abruptes exposées au nord pourrait constituer un ensemble de données précieux et robuste pour étudier les mécanismes d’EDW à très haute altitude dans les régions de montagne.

Figure 5. Tendance au réchauffement de la température à la surface du sol dans les parois rocheuses abruptes sud (a) et nord (b)

Figure 5. Tendance au réchauffement de la température à la surface du sol dans les parois rocheuses abruptes sud (a) et nord (b)

Les lignes continues sont les séries temporelles saisonnières sans tendance des capteurs à 0,55 m de profondeur ; les lignes pointillées sont les tendances.

Conclusions

37L’étude a été menée dans le but de décrire et de caractériser l’évolution récente de l’état thermique du permafrost dans les Alpes du Nord-Ouest, sur la base des séries de suivi historiques actuellement disponibles. L’analyse s’est concentrée sur les mesures de température du substrat réalisées dans des forages profonds et peu profonds dans les régions du Cervin et du Mont-Blanc au cours des 10 à 15 dernières années et a comparé les résultats avec d’autres études réalisées dans les Alpes et dans d’autres régions de montagne. Comme indicateurs de l’état thermique du permafrost, nous avons utilisé l’anomalie d’épaisseur de la couche active et les tendances au réchauffement des températures des parois en surface et en profondeur.

38Les résultats montrent que dans la région (i) l’épaisseur de la couche active augmente avec une tendance moyenne à l’approfondissement d’environ +2 m par décennie ; (ii) le permafrost se réchauffe à toutes les profondeurs, avec des taux plus élevés dans les masses rocheuses compactes que dans les masses rocheuses fracturées/altérées ; (iii) les taux de réchauffement détectés à des profondeurs supérieures à 15 m à 3000 m d’altitude sont de l’ordre de +0,2 °C/10 ans en accord avec ceux observés globalement ; (iv) les températures de surface sur les faces nord au-dessus de 4000 m d’altitude montrent un taux de réchauffement moyen de +0,42 °C/10 ans.

39Profitant de cette analyse, les auteurs ont tenté de souligner le lien entre la température du permafrost et la température de l’air, en soulignant que les données collectées dans les sites d’étude du permafrost pourraient contribuer au débat sur le réchauffement dépendant de l’altitude, qui souffre du manque de mesures à haute altitude. En particulier, les enregistrements des GST sur les pentes abruptes exposées au nord à différentes altitudes pourraient constituer un ensemble de données précieux à explorer, dans le but d’étudier les mécanismes EDW à très haute altitude dans les régions de montagne.

Haut de page

Bibliographie

Baroni C., Carton A., 2013.– « Recent ground surface temperature increase at high elevations in the Italian Alps: the role of snow cover », The Cryosphere, vol. 7, no 2, p. 473-482.

Biskaborn B. K., Smith S. L., Noetzli J., Matthes H., Vieira G., Streletskiy D. A.,… & Lantuit H., 2019.– « Permafrost is warming at a global scale », Nature communications, vol. 10, no 1, article 264. DOI : https://doi.org/10.1038/s41467-018-08240-4.

Bodin X., Schoeneich P., Deline P., Ravanel L., Magnin F., Krysiecki J. M. & Echelard T., 2015. Mountain permafrost and associated geomorphological processes: recent changes in the French Alps. Journal of Alpine Research| Revue de géographie alpine, (103-2). DOI: https://doi.org/10.4000/rga.2885.

Boeckli L., Brenning A., Gruber S., & Noetzli J., 2012.– « Permafrost distribution in the European Alps: calculation and evaluation of an index map and summary statistics », The Cryosphere, vol. 6, no 4, p. 807-820. DOI : https://doi.org/10.5194/tc-6-807-2012.

Brown R. J. E., 1973.– Influence of climatic and terrain factors on ground temperatures at three locations in the permafrost region of Canada. Proceedings of the Second International Conference on Permafrost, Yakutsk, USSR, North American Contribution, National Academy of Science, p. 27-34, Washington, DC.

Burn C. R., & Smith C. A. S., 1988.– « Observations of the “thermal offset” in near-surface mean annual ground temperatures at several sites near Mayo, Yukon Territory, Canada », Arctic, p. 99-104.

Ceppi P., Scherrer S. C., Fischer A. M., & Appenzeller C., 2012.– « Revisiting Swiss temperature trends 1959–2008 », International Journal of Climatology, vol. 32, no 2, p. 203-213. DOI : https://doi.org/10.1002/joc.2260.

Cremonese E., Gruber S., Phillips M., Pogliotti P., Böckli L., Noetzli J.,… & Zischg A., 2011.– « Brief Communication: “An inventory of permafrost evidence for the European Alps” », The Cryosphere, vol. 5, no 3, p. 651-657. DOI : https://doi.org/10.5194/tc-5-651-2011.

Dal Piaz G. V., 1992.– Le Alpi dal M. Bianco al Lago Maggiore: 13 Itinerari Automobilistici e 97 Escursioni a Piedi (vol. 1), Seven Hills Books, Padova, Italy, 1992

Duvillard P.A, Ravanel L., Schoeneich P., Deline P., Marcer M., Magnin F., 2021.– « Qualitative risk assessment and strategies for infrastructure on permafrost in the French Alps », Cold Regions Science and Technology, vol. 189. DOI : https://doi.org/10.1016/j.coldregions.2021.103311.

Etzelmüller B., Guglielmin M., Hauck C., Hilbich C., Hoelzle M., Isaksen K.,… & Ramos M., 2020.– « Twenty years of European mountain permafrost dynamics—the PACE legacy », Environmental Research Letters, vol. 15, no 10, 104070. DOI : https://doi.org/10.1088/1748-9326/abae9d.

Giaccone E., Colombo N., Acquaotta F., Paro L. & Fratianni S., 2015. Climate variations in a high altitude Alpine basin and their effects on a glacial environment (Italian Western Alps). Atmósfera, 28(2), 117-128. DOI: https://doi.org/10.1016/S0187-6236(15)30004-7.

Gold LW, Lachenbruch AH., 1973.– « Thermal conditions in permafrost—a review of North American literature », Permafrost: The North American Contribution to the Second International Conference, National Academy of Sciences, Washington DC, Publication 2115, p. 3-23.

Gruber S., Peter M., Hoelzle M., Woodhatch I., & Haeberli W., 2003.– « Surface temperatures in steep alpine rock faces - a strategy for regional-scale measurement and modelling »,. Proceedings of the 8th International Conference on Permafrost, vol. 1, Swets & Zeitlinger Lisse, p. 325-330.

Gruber S. & Haeberli W., 2007.– « Permafrost in steep bedrock slopes and its temperature-related destabilization following climate change », Journal of Geophysical Research, vol. 112, no F02. DOI : https://doi.org/10.1029/2006JF000547.

Gruber S. & Haeberli, W., 2009.– « Mountain permafrost », Permafrost soils, Springer Berlin Heidelberg, p. 33-44.

Gruber S., 2012.– « Derivation and analysis of a high-resolution estimate of global permafrost zonation », The Cryosphere, vol. 6, p. 221-233. DOI : https://doi.org/10.5194/tc-6-221-2012.

Guodong C. & Dramis F., 1992.– « Distribution of mountain permafrost and climate », Permafrost and Periglacial Processes, vol. 3; no 2, p. 83-91.

Haeberli W. & Gruber S., 2009.– « Global warming and mountain permafrost », Permafrost soils, Springer Berlin Heidelberg, p. 205-218.

Harris C., Haeberli W., Vonder Mühll D. & King L., 2001.– « Permafrost monitoring in the high mountains of Europe: the PACE project in its global context », Permafrost and periglacial processes, vol. 12, no 1, p. 3-11.

Hock R., Rasul G., Adler C., Cáceres B., Gruber S., Hirabayashi Y.,… and Steltzer H., 2019.– « High Mountain Areas », H.-O. Pörtner, D.C. Roberts, V. Masson-Delmotte, P. Zhai, M. Tignor, E. Poloczanska, K. Mintenbeck, A. Alegría, M. Nicolai, A. Okem, J. Petzold, B. Rama, N.M. Weyer (eds.), IPCC Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate, Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, NY, USA, p. 131-202.

IPCC, 2018.– « Summary for Policymakers », Masson-Delmotte V., Zhai P., Pörtner H., Roberts D., Skea J., Shukla P., Pirani A., Moufouma-Okia W., Péan C., Pidcock R., Connors S., Matthews J.B.R., Chen Y., Zhou X., Gomis M.I., Lonnoy E., Maycock M., Tignor M. & T. Waterfield (eds.), Global Warming of 1.5ºC, World Meteorological Organization, Geneva, Switzerland, 32 p.

Isotta F. A., Begert M., & Frei C., 2019.– « Long‐term consistent monthly temperature and precipitation grid data sets for Switzerland over the past 150 years », Journal of Geophysical Research: Atmospheres, vol. 124, no 7, p. 3783-3799. DOI : https://doi.org/10.1029/2018JD029910.

Kendall M. G., 1948. Rank Correlation Methods, Griffin, Oxford, England.

Kotlarski S., Bosshard T., Lüthi D., Pall P. & Schär C., 2012.– « Elevation gradients of European climate change in the regional climate model COSMO-CLM », Climatic Change, vol. 112, no 2, p. 189-215. DOI : https://doi.org/10.1007/s10584-011-0195-5.

Magnin F., Brenning A., Bodin X., Deline P., Ravanel L. 2015.– « Statistical modelling of rock wall permafrost distribution: application to the Mont Blanc massif », Geomorphologie, vol. 21, p. 145-162. DOI : https://doi.org/10.4000/geomorphologie.10965.

Mann H.B., 1945.– « Nonparametric tests against trend », Econometrics, vol. 13, p. 245-259.

Moore D.S., 2009.– Introduction to the Practice of Statistics, WH Freeman and company.

Muller S.W., 1943.– « Permafrost or permanently frozen ground and related engineering problems », Special Report, Strategic Engineering Study, no 62, Intelligence Branch, Office of the Chief of Engineers.

Nigrelli G. & Chiarle M., 2023.– « 1991–2020 climate normal in the European Alps: focus on high-elevation environments », Journal of Mountain Science, vol. 20, no 8, p. 2149-2163. DOI : https://doi.org/10.1007/s00704-014-1316-7.

Noetzli J., Gruber S., Kohl T., Salzmann, N., and Haeberli W., 2007.– « Three-dimensional distribution and evolution of permafrost temperatures in idealized high-mountain topography », Journal of Geophysical Research, vol. 112, no F02S13. DOI : doi.org/10.1029/2006JF000545.

Palazzi E., Mortarini L., Terzago S. & Von Hardenberg J., 2019.– « Elevation-dependent warming in global climate model simulations at high spatial resolution », Climate Dynamics, vol. 52, nos 5-6, p. 2685-2702.

Palomba M., Giardino M., Ratto S. & Pogliotti P., 2015.– « Analysis of factors controlling landslide susceptibility in the aosta Valley (NW Italy): relationship to climatic and environmental changes », Engineering Geology for Society and Territory, vol. 1, Climate Change and Engineering Geology, Springer International Publishing, p. 435-438.

Pepin N, Bradley RS, Diaz HF, Baraer M, Caceres EB,… & Yang DQ., 2015.– « Elevation-dependent warming in mountain regions of the world », Nature Climate Change, vol. 5, p. 424-430. DOI : https://doi.org/10.1038/nclimate2563.

Pepin N. C., Arnone E., Gobiet A., Haslinger K., Kotlarski S., Notarnicola C.,… & Adler C., 2022.– « Climate changes and their elevational patterns in the mountains of the world », Reviews of Geophysics, vol. 60, no 1, e2020RG000730.

PERMOS 2023.– Swiss Permafrost Bulletin 2022 (Noetzli J. and Pellet C. [dir.]), no 4, 23 p. DOI : doi.org/10.13093/permos-bull-2023.

Pogliotti P., Guglielmin M., Cremonese E., Morra di Cella U., Filippa G., Pellet C. & Hauck C., 2015.– « Warming permafrost and active layer variability at Cime Bianche, Western European Alps », The Cryosphere, vol. 9, no 2, p. 647-661. DOI : https://doi.org/10.5194/tc-9-647-2015.

Rupp D.E., Li S., Mote P.W., Shell K.M., Massey N., Sparrow S.N., 2017.– « Seasonal spatial patterns of projected anthropo-genic warming in complex terrain: A modeling study of the western US », Climate Dynamics, vol. 48, nos 7–8, p. 2191-2213. DOI : https://doi.org/10.1007/s00382-016-3200-x.

Sen P. K., 1968.– « Estimates of the regression coefficient based on Kendall’s tau », Journal of the American Statistical Association, vol. 63, p. 1379-1389.

Smith M. W. & Riseborough, D.W., 2002.– « Climate and the limits of permafrost: a zonal analysis », Permafrost and Periglacial Processes, vol. 13, no 1, p. 1-15. DOI : https://doi.org/10.1002/ppp.410.

Smith S. L., O’Neill H. B., Isaksen K., Noetzli J. & Romanovsky V. E., 2022.– « The changing thermal state of permafrost », Nature Reviews Earth & Environment, vol. 3, no 1, p. 10-23. DOI : https://doi.org/10.1038/s43017-021-00240-1.

You Q., Chen D., Wu F., Pepin N., Cai Z., Ahrens B.,… & AghaKouchak A., 2020.– « Elevation dependent warming over the Tibetan Plateau: Patterns, mechanisms and perspectives », Earth-Science Reviews, vol. 210, article 103349. DOI : https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2020.103349.

Haut de page

Table des illustrations

Titre Figure 1. Secteurs d’étude
Légende Région du Cervin : (a) Cime Bianche, (b) refuge Carrel, (c) sommet du Cervin. Région du Mont-Blanc : (d) Grapillon et (e) face nord des Grandes Jorasses. La carte présente la Vallée d’Aoste avec les positions et les distances relatives entre les sites.
URL http://journals.openedition.org/rga/docannexe/image/11819/img-1.png
Fichier image/png, 902k
Titre Figure 2. Site d’étude du Grapillon
Légende (A) Ensemble des données originales. (B) Faux ensemble de données obtenu en soustrayant 4 °C à la série chronologique de température à toutes les profondeurs. Les couleurs représentent la variation de la température en profondeur et dans le temps. La ligne noire est l’isotherme 0 °C.
URL http://journals.openedition.org/rga/docannexe/image/11819/img-2.png
Fichier image/png, 136k
Titre Figure 3 : Anomalie d’épaisseur de la couche active dans quatre forages : Cime Bianche (respectivement 6 et 41 m, lignes rouge et orange ; 3100 m), Cabane Carrel (ligne bleue ; 3850 m) et Grapillon dans le secteur du Mont-Blanc (ligne grise ; 3100 m)
Légende Les lignes colorées en pointillés représentent les tendances temporelles linéaires des anomalies de l’ALT ajustées sur la période 2012-2022, communes à toutes les séries chronologiques. L’ALT moyenne est calculée comme la moyenne de toutes les mesures disponibles pour chaque site. Au cours des années 2019, 2020 et 2022, l’ALT de CimeBianche_BH_6m a dépassé la profondeur maximale du forage.
URL http://journals.openedition.org/rga/docannexe/image/11819/img-3.png
Fichier image/png, 375k
Titre Figure 4. Variation de la tendance au réchauffement du sol en fonction de la profondeur dans trois forages : Cime Bianche (orange ; 3100 m), Cabane Carrel (bleu ; 3850 m) et Grapillon dans le secteur du Mont-Blanc (gris ; 3100 m)
Légende Les tendances au réchauffement sont calculées sur la fenêtre temporelle maximale disponible pour chaque forage. Les tendances sont exprimées en °C par décennie. Les lignes verticales ne représentent aucune tendance (zéro). Les lignes horizontales représentent les centiles 10 et 90 des tendances ajustées à chaque profondeur.
URL http://journals.openedition.org/rga/docannexe/image/11819/img-4.png
Fichier image/png, 197k
Titre Figure 5. Tendance au réchauffement de la température à la surface du sol dans les parois rocheuses abruptes sud (a) et nord (b)
Légende Les lignes continues sont les séries temporelles saisonnières sans tendance des capteurs à 0,55 m de profondeur ; les lignes pointillées sont les tendances.
URL http://journals.openedition.org/rga/docannexe/image/11819/img-5.png
Fichier image/png, 208k
Haut de page

Pour citer cet article

Référence électronique

Paolo Pogliotti, Edoardo Cremonese et Umberto Morra di Cella, « Réchauffement du permafrost dans les Alpes occidentales: une nouvelle preuve d’un réchauffement qui dépend de l’altitude? »Journal of Alpine Research | Revue de géographie alpine [En ligne], 111-2 | 2023, mis en ligne le 02 novembre 2023, consulté le 11 décembre 2023. URL : http://journals.openedition.org/rga/11819

Haut de page

Auteurs

Paolo Pogliotti

Agence régionale protection environnement Vallée d’Aoste (ARPA VdA)

Edoardo Cremonese

Agence régionale protection environnement Vallée d’Aoste (ARPA VdA)

Umberto Morra di Cella

Agence régionale protection environnement Vallée d’Aoste (ARPA VdA)

Haut de page

Droits d’auteur

CC-BY-NC-ND-4.0

Le texte seul est utilisable sous licence CC BY-NC-ND 4.0. Les autres éléments (illustrations, fichiers annexes importés) sont « Tous droits réservés », sauf mention contraire.

Haut de page
Rechercher dans OpenEdition Search

Vous allez être redirigé vers OpenEdition Search