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Etude de la couche de surface atmosphérique et des flux turbulents sur deux glaciers de montagne dans les Andes tropicales et les Alpes françaises

par RABATEL Antoine - 8 juin 2015 - ( maj : 8 juin 2015 )

Travail de thèse de doctorat réalisé par Maxime Litt (soutenue le 16/02/2015) sous la direction de Jean-Emmanuel Sicart (IRD), Patrick Wagnon (IRD) et Warren Helgason (Univ. Saskatchewan, Canada). Cette thèse a été appuyée par un financement ministériel. Les campagnes de mesures ont été financées par un fond ANR jeune chercheur (TAG 05-JCJC-0135), et le soutien : du Labex OSUG@2020 (Investissements d’avenir ANR10 LABX56), du SO/SOERE GLACIOCLIM et du LMI GREAT-ICE

Nous étudions les flux turbulents de chaleur sensible et de chaleur latente, qui sont mal compris et mal mesurés sur les glaciers, à l’aide de campagnes de terrain déployées dans la zone d’ablation du glacier tropical du Zongo (16°S, Bolivie, 4900-6000 m, Fig. 1) durant la saison sèche de l’hiver austral et sur le glacier alpin de Saint-Sorlin (Alpes françaises, 45°N, 2600-3400 m, Fig. 2) durant l’été boréal. Un mât de 6 m a permis la mesure des profils verticaux de vitesse de vent et de température de l’air et des mâts de 2 m comportaient des systèmes de covariances turbulentes (CT). Nous étudions l’évolution temporelle des flux turbulents et l’applicabilité de la méthode aérodynamique des profils en terrain complexe de montagne. Les hypothèses sont discutées via la caractérisation des régimes de vent et de la turbulence. Nous calculons ensuite les flux et les erreurs associées.

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Figure 1 : Présentation du glacier Zongo, du site de mesure (a) et des instruments déployés durant la campagne de mesure de 2007 (b).
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Figure 2 : Présentation du glacier de Saint-Sorlin et du site de mesures (panneau de gauche et panneau a), des instruments déployés durant les campagnes de mesure (panneaux b, c and d) et de l’état de la surface du glacier à la fin de la campagne de 2009 (panneau e).

Sur le Zongo, sous forçage synoptique faible, un écoulement catabatique s’installe de la fin de l’après-midi jusqu’au matin (Fig. 3), avec un maximum de vitesse de vent à environ 2 m de hauteur (Fig. 4). Les forçages synoptiques forts s’alignent approximativement avec le glacier, provoquant un intense écoulement descendant (Fig. 3), et dans ce cas nous n’observons pas de maximum de vitesse de vent (Fig. 4). Souvent, autour de midi, des vents ascendants sont observés (Fig. 3).

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Figure 3 : Vue schématique des circulations aux alentours du glacier Zongo en saison sèche.
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Figure 4 : Statistiques des profils verticaux de vitesse de vent (a) et de température (b) dans les premiers mètres au-dessus de la surface du glacier du Zongo. Les statistiques dans les cas de forçages synoptiques forts (noir) et les cas d’écoulement catabatique purs (bleus) sont présentées. Les cercles indiquent les medianes des mesures et les barres horizontales, la distance interquartile. La hauteur à laquelle les mesures d’eddy-covariances ont été obtenues est indiquée par la ligne noire horizontale. Des ajustements linéaires réalisés à l’œil sur les mesures médianes obtenues à moins de deux mètres au-dessus de la surface sont présentés.

Sur le glacier de Saint-Sorlin, les forçages associés à des épisodes de Foehn ou à des dépressions se déplaçant depuis l’ouest, s’alignent approximativement avec le glacier, générant des vents forts descendants. Quand le forçage synoptique est modéré, un maximum de vitesse de vent est observé nuit et jour 50% du temps. Des vents ascendants sont observés 15% du temps, quand le forçage synoptique est faible. La couche de surface est perturbée par des tourbillons de couches externes sous vent fort, ou de lentes oscillations en écoulement catabatique. Ces perturbations influencent les flux turbulents, ceci est mis en évidence par la présence de contributions non-négligeables à basse fréquence dans les cospectres de la vitesse verticale avec la température ou l’humidité spécifique (Fig. 5).

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Figure 5 : Cospectres de la vitesse verticale du vent (w) avec la temperature (x=T) et avec l’humidité spécifique (x=q), mesurés dans la couche de surface du glacier du Zongo durant la campagne de terrain de 2007. Les cospectres ont été calculés sur des échantillons d’une heure puis moyennés sur des ensembles de données obtenus sous l’influence des trois types de circulations. Les résultats pour les cas catabatiques (courbe continue noire) et les cas de forçage synoptiques forts ou de vent ascendants (courbe en tirets noirs) sont présentés. La courbe de Kaimal et al. (1972, courbe en tirets rouge) est présentée ainsi que la courbe attendue théoriquement dans la sous gamme inertielle de fréquences (courbe verte). Les lignes verticales bleues indiquent la position des pics observés dans les cospectres.

Les erreurs aléatoires sur la méthode des profils sont dues principalement à des incertitudes sur les hauteurs de rugosité et la température. L’erreur reste faible sur les flux moyens. La couche de surface est rarement plus épaisse que 2 m et la méthode des profils appliquée au-dessus de 2 sous-estime les flux de surface de 20% à 70% (Fig. 6). Quand un maximum de vitesse de vent est observé, les flux sont sous-estimés même à 2 m. L’influence des perturbations de la couche de surface n’est pas capturée par la méthode des profils, et les flux sont environ 40% inférieurs à ceux mesurés par CT. Ces derniers sont affectés par d’importantes erreurs aléatoires, en raison d’un échantillonnage statistique insuffisant des grands tourbillons. La méthode sous-estime probablement les flux à cause d’une sous-estimation de la vitesse verticale ( 10%) et de la divergence verticale des flux (Fig. 6).

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Figure 6 : Flux turbulents moyens estimés sur le glacier Zongo dans les cas de vent ascendants (rouge), catabatiques purs (noir) et de forçage synoptique fort (bleu), estimés à l’aide de la méthode aérodynamique des profils appliquée sur différents niveaux de mesure du mât de profils. Les boites à moustaches présentent les résultats de simulations de Monte-Carlo pour estimer les erreurs aléatoires. Les mesures et l’erreur aléatoire obtenues pour la méthode d’eddy-covariance sont indiqués par les cercles gris. Les flux de chaleur latente (a), de chaleur sensible (b), et leur somme (c) sont présentés.

Sur le glacier Zongo, l’air de haute altitude est très sec et la sublimation (quelques mm d’eau par jour) est un important puits d’énergie à la surface (Fig. 6a). Le flux de chaleur sensible est un important gain d’énergie la nuit sous l’influence de vents forts (de 30 à 50 W m-2), car l’inversion de température est marquée (Fig. 6b). Quand un maximum de vitesse de vent est observé, les flux sont faibles (de 5 à 20 W m-2) car la vitesse du vent est faible. La somme des flux turbulents est faible dans ces deux régimes car ils sont opposés et les biais se compensent (Fig. 6c). En vent ascendant, le flux de chaleur sensible est faible (<5 W m-2) car la stratification est neutre, mais le flux de chaleur latente reste important (de -25 à -35 W m-2), le flux net est donc important et les biais ne se compensent plus (Fig. 6). Sur le glacier de Saint-Sorlin, le flux de chaleur latente est faible car l’air est humide, et le flux de chaleur sensible peut être intense ( 25 W m-2) quand la vitesse du vent est élevée (Fig. 7). Le flux net est fort par vent fort et les biais sur les flux calculés par la méthode des profils peuvent être élevés (Fig. 7).

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Figure 7 : Comparaison des flux turbulents nets (H+LE) durant la campagne de 2006 sur le glacier de Saint-Sorlin, évalués avec (BA(z0)) la méthode aérodynamique et une rugosité de surface dérivée des mesures des profils, (BA(ze)) la méthode aérodynamique des profils et une hauteur de rugosité effective (ze>z0) et la méthode d’eddy-covariance (EC). Les flux nets lorsque l’énergie cinétique turbulente (e) était faible (e<1 m2s2) sont présentés en bleus, et en rouge lorsque que cette dernière était intense (e>2 m2s2). Les barres verticales présentent la dispersion obtenue par l’analyse des erreurs aléatoires.

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