Actes - Climato.be

XIX e Colloque de l’Association Internationale de Climatologie
températures du sol durant l’équilibre hivernal. Décomposant la température de surface en une
somme de termes reflétant l’influence respective de la température de l’air, de la radiation
solaire et du type de surface, le modèle est ajusté à deux échelles, d’une part grâce à
l’ensemble des glaciers rocheux actifs répertoriés sur le massif, et, d’autre part, grâce aux
mesures effectuées sur un glacier rocheux en particulier.
1. Aperçu climatique de la haute montagne alpine
1.1. Présentation générale du massif du Combeynot
L’isotherme -2°C est généralement assimilée à la limite inférieure du pergélisol tant dans les
hautes latitudes qu’en haute montagne. Sur le massif du Combeynot, localisé au nord-est du
massif des Ecrins, aux alentours de 45°N et 6,4°E, seulement 5 % du massif dépasse l’altitude
moyenne de l’isotherme -2°C, située vers 2900 m. Toutefois, de nombreuses formes de relief
caractéristiques, telles que les glaciers rocheux, suggèrent qu’une part bien plus importante
des terrains est concernée par le pergélisol. Cet écart est lié en partie aux couvertures
sédimentaires grossières, qui stockent l’air froid dans les porosités et diminuent
considérablement l’effet du réchauffement estival. De plus, une partie du mélange
glace/débris engendré dans ce contexte est exportée vers l’aval par fluage, processus qui est à
l’origine de la morphologie caractéristique des glaciers rocheux.
1.2. Le microclimat des dépôts grossiers de
haute montagne
La température de la surface du sol est issue d’un
bilan énergétique complexe, faisant intervenir des
flux de chaleur sensible, radiatifs et conductifs
essentiellement, et des flux de chaleur latente
(figure 1). De plus, dans le contexte géomorphologique
considéré, la présence de dépôts
détritiques implique une rugosité et une porosité
très fortes de la couche superficielle du sol,
engendrant des transferts convectifs non
négligeables (Delaloye, 2004). Enfin, le couvert
neigeux modifie considérablement l’apport de
chaleur par le rayonnement solaire et découple le
régime thermique du sol de celui de l’air.
Qs = k.!T/ !h
Lin/out
Qg
Kin/out
Qh
Qle
Tss
neige
CF
air
sol
Figure 1 – Les principaux échanges de chaleur
intervenant à l'interface sol/neige/atmosphère
L in/out
: rayonnement grande longueur d’onde
K in/out
: rayonnement courte longueur d’onde
Q g
: flux géothermique ; Q h
: chaleur sensible
Q le
: chaleur latente ;
Q s
: conduction dans la neige ;
CF : convection.
2. Un modèle de spatialisation des températures de surface
2.1. Approche de la température de surface durant l’équilibre thermique hivernal
Lorsqu’un manteau neigeux épais recouvre le sol depuis suffisamment longtemps, son effet
isolant conduit à rendre la température à la surface du sol (Tss) essentiellement dépendante de
l’état thermique du sol sous-jacent. Durant cette période dite « d’équilibre thermique
hivernal » (WEqT, Winter Equilibrium Temperature ; Delaloye, 2004), la Tss reflète alors la
présence ou l’absence de pergélisol. Les valeurs de -2°C et -3°C sont alors couramment
admises comme révélatrices de la présence possible, respectivement probable, de pergélisol
(Haeberli, 1973 ; Haeberli et Epifani, 1986 ; Hoelzle, 1992).
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