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1、392009年5-6期 地质条件、冰川后退和冻土退化等要素对罗萨峰东侧高山岩壁边坡稳定性的影响地质条件、冰川后退和冻土退化等要素对罗萨峰东侧高山岩壁边坡稳定性的影响*L. Fischer等（Glaciology and Geomorphodynamics Group, Department of Geography, University of Zurich, Winterthurerstrasse 190, 8057 Zurich, Switzerland）翻译：闵思佳；校对：孙建平 【摘 要】 罗萨峰东侧是意大利阿尔卑斯山侧翼的最高峰（海拔高度22004500m）。险峻的冰川和冻土覆盖了大
2、部分岩壁。自小冰期末以后（约1850年），悬冰川和永久积雪原出现了持续后退。最近几十年，罗萨峰东侧的冰盖快速而剧烈地缩小，使一部分冰川已经完全消失。观测到了新的边坡不稳定、重力作用导致块体移动的脱离带发育、岩崩和泥石流活动增多。本研究是以多学科调查为基础，结果表明，大部分岩崩脱离带和泥石流位于近期表层冰消融的地区。另外，大部分脱离带位于冻土带，特别是位于大部分靠近模拟和评估的局部冻土分布区的下边界。随着大气变暖乃至这种变暖情况及其相关变化持续增加，罗萨峰东侧边坡的不稳定性将很可能成为严重的灾害源。1 前言在常年处于冰冻、冰川覆盖的山区，对大气温度变化的反应是敏感的。总体上，20世纪气候变化对高
3、山区冰川及冰川边缘带产生了显著影响。这个变化是十分惊人的。例如，阿尔卑斯山脉冰川的退化，阿尔卑斯山冻土的变化虽迟缓却也非常显著。在上个世纪，阿尔卑斯山上部数十米处，温度升高了0.50.8。小冰期以来出现了明显变化，下部冻土边界平均每年垂直升高1m。* Geology, glacier retreat and permafrost degradation as controlling factors of slope instabilities in a high-mountain rock wall: the Monte Rosa east face Nat. Hazards Earth Sy
4、st. Sci., 6, 761772, 2006 www.nat-hazards-earth-syst- Author(s) 2006.上述变化对险峻的高山岩壁同样有强烈影响，陡峭高山岩壁的特点在于被悬冰川和永久积雪原大面积覆盖了岩壁侧面及存有大量冻土的区域。这个岩壁侧面的边坡稳定性受许多要素影响。然而，其中温度、岩壁和冰的应力场，以及水文状况起着十分重要的作用。这些要素受到表层冰和地下冰变化的强烈影响，其中的不利地质因素即不连续性地层和岩性以及边坡不稳定性，会导致和加剧如岩崩、泥石流、冰崩等物质运动。然而，相互作用过程是极其复杂的，边坡不稳定性的一些主要内容仍未研究清楚，尤其是陡翼上冰川与
5、冻土之间的互相作用，以及冰川和冻土与其它要素之间的相互关系仍处于探索阶段。陡峭岩壁上的冰川收缩（shrinkage）暴露了大部分区域基岩，导致深部岩石温度和应力场发生改变。另外，以前冰覆盖下的岩壁遭受了机械侵蚀和热侵蚀。由于裂缝和裂缝的成冰作用，从冰冻的向先前解冻的或未冻的物质渗透加剧了岩石破坏的潜力。相反，这种成冰作用降低了近地表岩壁的透水性，并导致未冻结裂隙岩石内的水压力加大。冻土退化和地下冰温度的升高对险峻岩壁稳定性有强烈影响，尤其是相对出现冻土升温的断面。在地下几十米深度处，大部分现存的多年冰冻岩壁的温度将升高，因而，由于冰水同存于裂缝、裂隙中，当周围温度接近0时，众所周知达到了稳定性
6、的临界状态。2001年，Davies等人根据直剪盒试验得出，温度的升高会使非连续冰块的抗剪强度降低，并且岩壁的安全系数也降低。因此，冻土升温很可能增加边坡失稳的规模和频率。罗萨峰正是阿尔卑斯山侧翼变化发展的真实例证。在过去20多年里，冰盖的变化与块体运动明显增加。本项研究的第一步分析说明上世纪罗萨峰地质、冰川状况。对于地质条件、冰川、冻土三个不同要素，我们采取了多学科技术调查分析，应用了航空摄影测量、空中倾斜摄影、地形测绘、目测、野外填图、模拟等方法，其目的有两点：一是分析三大要素间的联系，二是研究罗萨峰东侧边坡不稳定性。为了评价不同调查要素的作用，我们对此进行了分析和比较。虽然调查技术是有效
7、的，但更重要的是对相关要素的综合分析。事实上，在许多文献中也涉及到有关岩壁的稳定性。不同于本文之处是它们没有把高海拔冰川岩壁作为重点研究对象。图 1 罗萨峰东侧和贝尔维迪尔冰川。箭头为岩壁的主要块体移动带方向；褐色为岩崩区，蓝色为泥石流和冰崩区2 研究场地和观测的块体移动2.1 罗萨峰东侧罗萨峰（见图1）是阿尔卑斯山脉最高险的山脉（海拔高度22004500m）。位于意大利北部Macugnaga村Anzasca山谷上方。周围有Dufourspitze、Nordend、Zumsteinspitze和Signalkuppe等山峰。位于岩壁顶端的山峰海拔大多高于4500m。罗萨峰表面多被险峻悬冰川和永
8、久积雪原覆盖。自上一个最大规模冰川以来（小冰期 1850年），悬冰川和永久积雪原略微地有些后退。然而，近几十年罗萨峰东侧冰盖在范围和厚度上出现了快速而剧烈的消损。尽管冻土分布不可直接观测，但相信正如欧洲阿尔卑斯山脉的大部分区域一样，冻土范围和地温发生了变化。2.2 贝尔维迪尔冰川贝尔维迪尔冰川位于罗萨峰山脉的山脚下。气候潮湿，大量的覆盖冰川冰碛物来自悬冰川、冰崩、雪崩，以及罗萨峰东部山脉的岩崩。在2000年夏季和2001年夏季期间，贝尔维迪尔冰川移动速度增加了一个数量级，局部冰川表面剧烈上升了1025m。然而在罗萨峰东侧山脚下，贝尔维迪尔冰川却出现了一个大洼地，冰川表面下降了1535m。这可能
9、是由于冰内水压增强或冰川运动相关作用的结果。2001年9月形成了Effimero冰川湖，在接下来的2个夏季其体积达到3106 m3。中小型岩崩和雪崩使湖的地形连续降低，形成湖的储水盆。然而，一旦罗萨峰东侧的中颗粒块体移动到达有水的冰湖时，将引发灾难性的连锁反应，如洪水或泥石流等灾害。2.3 块体移动 高而陡的罗萨峰东侧常发生块体移动。然而，近二十年内，罗萨峰东侧块体移动大幅度增多，出现了新的岩崩脱离带、泥石流、冰雪崩现象。根据2003年夏至2004年夏期间的野外调查、当地人员报告、1885年以来照片及1956年的航空照片对块体移动进行分析。分析表明， 1985年前罗萨峰东侧低海拔部位冰川上几乎
10、没有扇状岩屑，1990年以来才有扇状岩屑。图 2 调查区草图在野外调查中，我们可观察到的主要地表块体移动现象有岩崩、泥石流、冰雪崩等（见图1）。岩崩脱离带分布在整个罗萨峰东侧海拔3500m以上的陡峭岩壁上。大多岩崩运动是从Parete Innominata(见图1、1号)到Channel Imseng 上下的悬冰川（5号）。在Jagerjoch(2号)、Jagerhorn(3号)和Signalkuppe东侧(4号)地带偶尔可观测到岩崩。大量岩屑沉积物多分布在沟谷和冰川表面，在岩壁底部尚未观测到岩崩出现。 春、夏、秋三季节中岩崩强度明显不同，层出迭起。在2003年炎热夏季的野外调查中，每天都可见
11、到来自不同脱离带的岩崩。即使在冬天，重力物质运动也会少有发生，这表明一些区域基岩非常不稳定。岩崩状况不只受夏季解冻、融化冰的影响，更取决于冰川变化、冻土、基岩的状况。泥石流通常发生在Imseng和Marinelli沟谷（见图1、5号 6号），偶尔也在Zapparoli（7号）沟谷出现。由岩崩和基岩物理风化形成的岩屑沉积物构成了运移物质。所谓泥石流是指岩屑和水的混合物，有的还含有相当数量的冰。它们尤其多发生在夏季，那时罗萨峰东侧出现大量冰水。在2003年夏，气温较高，几乎每天都可观察到。在陡峭的山脉区域，相对小而频繁地发生冰崩。正如我们从罗萨峰东侧观测到的那样，常与它们的自然消融相对应（见图1
12、Ghiacciaio del Signal 8号；Ghiacciaio del Monte Rosa 9号）。然而最近发生了规模比较大的冰崩，尤其是在Imseng沟谷区域（见图1、5号）。从1999年到2001年期间，大约有350m长的冰川消失了，最终可能引发冰崩事件。2005年8月，这个地方发生了一次重大的冰雪崩，估计体积有1.1106 m3，冰崩的体积沿着岩屑和冰的侵蚀路径而增加。贝尔维迪尔冰川上沉积了这些物质的主要部分，特别是前者Effimero湖是低洼湖，几乎是空的（见图3 红色标记）。雪崩的粉末物质包括冰和岩屑碎片，而落在BELVEDERE冰川冰碛面，覆盖了Hut Zamboni周围
13、的平地。（见图3 黄色标记）。幸运的是这次冰崩发生在夜间，没有游人停留在Rifugio周围。在白天可能有一些探险者来到这个平地和冰碛上，他们会有受伤甚至伤亡的可能。3 方法从多学科角度分析，罗萨峰东侧边坡稳定性受着三个不同潜在要素的影响，它们分别是：（1）地质条件；（2）冻土分布；（3）冰蚀变化。第一步，逐一分析这三个要素，评估最近变化和现状，这部分的结论在本文第四项中讨论。第二步，综合上一步分析的结果，与当前持续块体运动的脱离带进行比较。将三个分析的要素与实际脱离带位置进行比较，将脱离带标在三个调查要素的每幅图中，从而，可以直接进行比较，第二部分的结果在本文第五节中讨论。图 3 2005年8
14、月过渡带和冰、岩崩沉积区。红色表示固态冰、岩崩体； 黄色表示粉末状雪崩；1号为Zamboni屋脊；2号为Effimero湖，1999年的航片上没有标出3.1 脱离带根据每天的野外观测、摄影测量、倾斜拍摄，对脱离带进行探测和分析。在2003年夏季和2004年夏季进行野外调查，所以，脱离带的调查实际是这几年才进行的。野外调查可以观测和记录脱离带运移路径、重力物质运动的频率等过程。由于远距离填图和同区域多事件的不确定性，脱离带仅被标记为一个点和圆圈。为了与地质条件对比，将脱离带分为2组。一组为冰崩，另一组为岩崩或泥石流。由于大部分泥石流与岩崩带是紧密相连的，所以脱离带上的岩崩和泥石流是相邻的。 3.
15、2 地质条件地质条件是边坡稳定性分析的基本参数，通过野外的罗萨峰地质环境调查可绘制其地质图。由于罗萨峰东侧大部分很难攀爬，所以，通常是站在对面的边坡来绘图。我们以Zermatt地形图和Moro峰作为参考来绘制，甚至把瑞士的1：25000地形图和Bearth的研究资料都用来做岩性分类，为了进一步深入调查，我们还采取了地理信息系统（GIS）方法来对野外地形图数字化。3.3 冻土分布为了评估罗萨峰东侧的冻土分布，以及它们与边坡稳定性的关系，我们采用了两种模型推算冻土的下限边界。定义这个区域为暖冻土层，它的温度边界在0C以下，并含有液态水。因此，推断是冻土退化的最敏感地带。首先使用PERMAKART模
16、型。它是基于所谓的“拇指准则”预测冻土的模型，是Haeberli早期开发的，用于瑞士东部阿尔卑斯山脉的预测。基于DEM的输入，PERMAKART主要考虑了与方位有关的辐射效应、与海拔高度有关的气温坡变化及与脚区域有关的覆盖（崩体沉积物形成了持久的积雪）。在瑞士东部阿尔卑斯山的Upper Engdina，对这些经验关系进行了推断与校对，结果基本符合罗萨高原/特斯塔格里加气象局对罗萨峰海拔3488m做的0等温线上的高程和气温梯度。根据罗萨高原站的-5.8的测试情况和0.57/100m的梯度率，得出0等温线高程为海拔2470m。该计算是基于一个25m的网格及46m范围的垂直精度。然而，罗萨峰东侧的地
17、势极端，且它的边缘位置在瑞士边界上，故垂直海拔存在较大误差。第二种模型是Grmber于2004年根据岩石温度的计算结果推导出的。本文称之为ROCKFROST模型。根据气象数据，对能量通量进行模拟，应用平均岩石表面温度的空间分布推算了19822002年间阿尔卑斯山脉北部及中心位置的气候状况。地表温度的0等温线平均海拔与陡峭岩壁冻土分布的下边界相符合。通过0等温线的海拔高程与不同斜率的多项式函数值近似关系，可以用GIS方法评估陡峭岩壁的冻土状况。通过第一种方法DEM也能得出同样计算结果。坐标格中坡角大于45，则认为是陡峭岩壁。 图 4 1983年9月和2003年8月罗萨峰东侧冰川范围。1号为Par
18、ete Innominata和Imseng上部通道，2号为Marinelli通道，反映冰川范围发生巨大变化和最大块体移动3.4 冰川范围 为了评估罗萨峰东侧冰川范围的变化，我们对倾斜拍摄的照片、历史图件和正交航片做了分析。通过不同数据的两种方法评估不同年份的冰川范围。自从20世纪早期开始，用这两种方法绘制每年的冰川数字化等高线。又根据2003年夏野外调查、1885年以后的各种旧斜视照片及历史地形图等资料，利用第一种方法对冰川范围进行了评估。这一过程主要是对不同照片进行直观比较。利用1924年的意大利地形图对冰川外观数字化。在1982年和1999年，完全基于斜视照片绘制冰川范围草图。观察这些照片
19、，根据Zermatt和Monte Moro两幅数字化地形图，应用GIS绘制出冰川范围。2003年的冰川范围来源于野外调查和一些斜视照片。随着时间推移，不同年份叠加所得出冰川范围与多年消融相一致。图 5 1986年6月与2002年7月罗萨峰东侧上部冰川范围对比。 白框为Parete Innominata区，整个冰川消失，裸露出陡峭岩石在第二种方法中，根据Swisstopo的DHM 25 2级和地面控制点图，利用PCI OrthoEngine软件对1956、1977、1988及2001年Swisstopo的航片进行了校正。罗萨峰东侧山势险峻和航片的扭曲给图片中地面控制点标识的校正带来一定困难。在D
20、EM中，垂直海拔有较大误差，正射图像水平数据不精确。然而，在利用GIS手绘冰川服务时已考虑了这些因素。4 结果4.1 地质条件罗萨峰东侧有两种岩石，分别是正片麻岩和副片麻岩。两种岩石源于罗萨峰绿泥石的结晶。通过分析它们所含的矿物、结构及颜色，野外比较容易地识别正副片麻岩。 图 6 罗萨峰东侧岩崩、泥石流灾害脱离带罗萨峰东侧正片麻岩组成矿物变化很大，其中主要矿物成分为石英、钾长石、斜长石、白云母、黑云母，正片麻岩沿着平行纹理发生着巨大变化。副片麻岩中主要包含黑云母、白云母，同时还有少量的石榴石、石英、长石，副片麻岩随着片岩到片麻岩的岩层变化表现出了显著的平行纹理（片理）。罗萨峰的地层主要由这两种
21、岩石交替形成（见图6）。对于大部分岩石的层理还是比较清晰可见的。所以，大多数过渡带上会同时出现这两种岩石。图 7 根据PERMAKART方法得出的冻土、脱离带分布图4.2 冻土分布应用PERMAKART模型，模拟出冻土的可能下限边界值为海拔27002800 m（见图7）。依据岩壁的倾角和暴露情况知道可能冻土（推测的连续冻土）发生的下限为海拔29003200m，由于模型是基于拇指准则推断泥石流和雪覆盖边坡，PERMAKART模型趋于过高评估了陡峭岩壁的冻土分布，因此，它是评估了罗萨峰东侧冻土的最大分布。利用ROCKFROST模型，评估出冻土分布的下限为海拔30003300m，而通过岩壁倾角及其暴
22、露情况，推断为海拔32003500m (见图8)。Jungfrau 和Corvatsch分别与阿尔卑斯北部内冷及偏冷的气候条件相符。根据冻土发生的下限，阿尔卑斯山脉北部条件的模拟结果与罗萨峰东侧陡峭岩壁的近乎垂直无雪区域很相似。由于未考虑阴影的影响以及可能存在的局部少量积雪降低了地面温度，然而，ROCKFROST模型低估了冻土分布范围。根据Gruber 等的计算结果，这种方法的温度误差范围为2，与得出的垂向大致差200m的结论相对应。图 8 根据ROCKFROST方法得出的冻土、脱离带分布图图 9 基于1924年斜视照片和历史图片评估的冰川分布图。其中红色为脱离带图 10 基于正交航片评估的冰
23、川分布图。红色为脱离带模型指示冻土的敏感区下限边界局限于海拔31003600m，这样大的范围主要源于侧翼存在的不同要素。4.3 冰川范围图9表示了利用第一种方法评估的冰川后退情况。这幅图显示了自小冰期末悬冰川和永久积雪原的持续后退。罗萨峰东侧的陡峭冰川不像自大约1850年以来一些山谷冰川那样发生的明显后退，直到20世纪80年代冰川的变化才具有特点。但近几十年，冰盖出现了明显快速的融蚀，有的冰川仅在几年就消失了，而有的则随着风化而衰减。我们根据野外调查、多种斜视照片及一些历史性图件进行定性分析，给出了自冰川期末冰河作用变化的概况。这个方法的另一些优势所在是现有的19世纪末以来的大量图件及斜视照片
24、。图10表示了第二种方法计算的结果。自1956年以来，罗萨峰东侧冰川渐渐出现少量消融。在近1015年内，东侧的部分冰盖区域出现剧烈消融现象。通过正射相片可知，在积雪原中心区和悬冰川位置偶尔也会出现消融增加。本方法也证明，航空遥感及正射相片的分析可以提供有效数据，甚至包括陡峭侧翼冰川。正射相片比斜视照片的数据详尽许多。由于详细程度要求较高，渐渐地减少了普通照片的使用。另外不足之处是缺少1956年前的航片。综述，这两个方法对冰川后退和暴露做了总体评估，并揭示了部分区域在冰蚀作用下的明显变化。自1995年以来，Canalone Marinelli的冰盖区明显减少。在2003年的炎夏，几乎整个沟谷无冰
25、，发生了惊人的变化。1999-2001年间Canalone Imseng的大部分冰川舌消失了，遗留下不稳定的岩石带。在相同的地方，2005年8月发生了冰崩，其体积超过了1106 m3 。自1990年至今，Parete Innominata冰盖上大多活跃岩崩带出现了明显后退。2000年左右活跃脱离带已经无冰了。5 讨论本节分析和探讨了边坡不稳定性与地质条件、冰川消融和冻土剥蚀的关系。图6显示了罗萨峰东侧的地质状况及实际脱离带的位置，表明了所有岩崩和泥石流的脱离带都位于岩壁较高处，海拔在4004000m之间。另外脱离带多集中分布于正片麻岩和负片麻岩的过渡带上（见图6 脱离带1-5号，7号，表1）。
26、表明由于两种岩层的岩土力学性质不同，那么过渡带可能有利于或导致不稳定事件的发生。冰崩的脱离带通常位于侧翼上端，但是大部分并不与地质岩性有直接联系。在某些带上，即使冰崩不受岩崩、泥石流影响，但过渡带的岩性也会间接对冰川发挥作用。对比冰川范围变化与现今的脱离带得知，近期大多岩崩和泥石流事件发生在罗萨峰东侧的冰消失的部分（见图9和10，表1）。如今，Parete Innominata（1）、Channel Imseng（5）和Channel Arinelli（6）都成为了活跃带，冰川变化和块体移动活跃。重要的观测结果是，活跃的脱离带的空间位移随着冰川范围的降低而缩减。大约1990年， Channel
27、 Zapparoli（7）是唯一的活跃脱离带。Channel Zapparoli上的悬冰川范围急剧减少，并诱发了块体的加快移动。如今这个带不再非常活跃了。观察表明，冰川消融区，由于地表和地下条件的剧烈变化，冰川范围对边坡稳定性也会产生显著影响。近几十年发生的多数冰崩多在显著冰川变化的地带，如Parete Innominate（1）和Channel Imseng（5）。然而Ghiacciaiodel Signal（8）却很少受冰川范围变化影响。由于这个冰川悬壁的位置，我们认为发生的冰崩是自然消融所致。这表明，随着气候温度上升，冰川的反应是不尽相同的。此外，模型分析建议把冻土退化与脱离带的形成综合
28、考虑（见图7、8）。这些图揭示出，许多现今的岩崩、泥石流发生的脱离带和一些出现冰崩的原始带多位于冻土解冻区，处于冻土发生的下限边界（见表1）。这个事实证明了这一假定：高温冻土区部分地由于温度升高导致边坡不稳定性，反过来还会造成岩壁剪切强度下降和水压力加大等。然而，岩崩脱离带多位于高海拔区，那里的低温冻土是可预测的。不是全部的岩崩都与地温变化有着直接联系。冻土温度上升可能间接影响了悬冰川的热状态，且低温悬冰川亦有失稳效应。因此，上升的温度诱发冰温度升高，冰川河床出现更多融化水，陡峭冰川前缘压力也越来越大。本项研究采用了多种综合方法进行分析，如：航空照相测量法、斜视照片对比法、野外调查及GIS模拟
29、，这些是目测陡峭岩壁不同因素和过程之间的时空关系非常实用的方法。每个调查要素与过程作为一个独立的GIS图层，用两个或者两个以上多图层的叠加来揭示调查过程之间的时空联系，以及对新脱离带岩层的影响。利用GIS技术分析罗萨峰东侧不同要素和过程的可视化处理解释是进行直接比较的基础。表 1 揭示三种要素：地质条件、冰川消融、冻土对边坡稳定性影响（2003年夏季）每个脱离带影响要素标记为脱离带地质条件（靠近过渡带）冰 川（冰川消融区）冻土（极可能出现暖冻土）Parete Innominata,upper part(1)Parete Innominata,lower part(1)Jagerjoch(2)J
30、agerhorn(3)Signalkuppe east face,upper part(4Signalkuppe east face,lower part(4Channel Imseng(5)岩崩Channel Marinelli(6)Channel Imseng(5)Channel Zapparoli(7)泥石流Ghiacciaio del Signal(8)Ghiacciaio del Monte Rosa(9)Channel Zapparoli(7)Channel Imseng,upper part(5)Channel Imseng,lower part(5)Signalkuppe ha
31、nging glacier(10)冰崩6 结论与展望以下概括本论文最重要的结论（同表1）：近几十年，罗萨峰东侧的冰盖范围出现快速且急剧的耗损；自从1990年和新脱离带开始发育以来，出现了大量块体移动；罗萨峰东侧大部分脱离带区的地表冰近期已消失；多数脱离带位于冻土分布的下限边界，出现冻土变暖及冻土退化；脱离带多出现于正副片麻岩交替的过渡带上；脱离带岩层性质由多种不同要素综合导致。运移带中岩壁性质似乎对岩壁不稳定性的发展起着重要作用。然而，随着气候变暖出现的冰川后退、冻土退化，已对边坡稳定性带来显著的影响。观察近几十年发生的重要岩崩事件，规模相对较小但颇为频繁。这些灾害多是近地表部分岩壁中位于冻土
32、层下限边界的冻土出现解冻的结果。长期以来温度的改变引起了更深层冻土温度变化，诱发了大规模的岩崩发生。在大多数不稳定区域，可观察到三类主要块体移动方式，如：岩崩、泥石流、冰崩。由于岩屑的存在，泥石流脱离带多与岩崩带相连。冰崩的发生一方面是由于冰川的自然消融，而另一方面则主要与基岩不稳定有着很大关联。在罗萨峰东侧部分地段，如：Channel Imseng冰川的出现多与岩崩、泥石流发生有关。因此，我们可以间接地预测地质条件和冻土对冰崩的影响。通过表1统计显示，几乎罗萨峰东侧观测的岩崩、泥石流、冰崩等脱离带都至少受一种或两种要素的影响。这表明了综合分析影响陡峭边坡稳定性和脱离带结构的不同作用过程和要素
33、的重要性。然而，这三项调查要素只作为陡峭岩壁复杂要素中的典型代表。为进一步分析和对主要危害带预测，需要对更多要素和过程（如：地质条件、地质力学、地貌特征、地形、冰川状况、气候等）进行研究，且评价它们对岩壁稳定性的影响。在此，地质力学环境尤显重要。不连续的岩层、片理、岩壁接缝等要素对陡峭岩壁边坡稳定性的预测十分重要，由其可获知岩崩的规模及可能断裂的方式。因此，应针对地质力学方面内容和地表与地下冰变化关系进行深入研究。由于气候变暖导致地表、地下冰开始或强烈变化，罗萨峰东侧岩壁和冰的大规模事件发生是不可避免的，如：2005年8月发生的大规模冰崩。同时大量块体移动的连锁反应也应当受到进一步重视。位于岩壁脚下的贝尔维迪尔冰川出现了较大的冰上湖，2002年和2003年夏季罗萨峰东侧出现洪水、泥石流灾害，可能引发灾害性连锁反应，甚至危及居民区。