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THESE DE DOCTORAT

1. AOUT 2000 r 371 MAI D k20 foj 3 D FEVRIER a 220 TD a S NOVEMBRE 3 180 3 AOUT1999 130 heure locale Figure V 26 puissance horaire de la radiation atmosph rique 5050 m d ao t 1999 ao t 2000 L axe des abscisses montre l heure et l axe des ordonn es montre le jour Le pas d chelle des contours RIX couleurs est arbitraire Les figures V 26 V 27 et V 28 montrent les volutions sur l ann e 1999 2000 des fluctuations horaires de l clairement atmosph rique de la temp rature de surface et du bilan de grande longueur d onde respectivement Le flux incident RN varie peu au cours de la journ e figure V 26 Par ciel clair l clairement atmosph rique est minimum en fin de nuit ou d but de matin e lors du minimum de temp rature L clairement de grande 154 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE longueur d onde est maximal les apr s midi de saison des pluies lors de l arriv e des nuages convectifs chapitre IV 2 1 En zone d ablation la surface atteint les conditions de fusion toutes les journ es de l ann e figure V 27 La surface est en permanence jour et nuit proche de l
2. 1 a jour b nuit 0 8 0 8 2 2 gt 06 gt 06 Q _ pal O O E 2 04 2 04 oO oO oO _ oO _ 0 2 0 2 0 0 2 1 0 1 2 2 1 0 1 2 gradient de vitesse du vent m s m gradient de vitesse du vent m s 1 m1 Figure V 40 histogrammes du gradient de la vitesse de vent selon les mesures a 30 et 180 cm de hauteur la SMA2 5150 m a montre les mesures en journ e de 6 h 18 h b montre les mesures de nuit de 18 h 6h Le gradient est positif en journ e pour plus de 90 des mesures figure V 40 a Par contre le vent d croit entre 30 et 180 cm de hauteur pour un peu plus de 15 des mesures nocturnes figure V 40 b Une d croissance implique n cessairement une hauteur du vent maximum inf rieure 180 cm 192 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Sur les glaciers autrichiens Vernagt II 9 36 km de superficie environ 3 3 km de long et Gepatsch 17 69 km environ 8 7 km de long le maximum de vent catabatique est moins de 1 50m de hauteur Kuhn 1978 Sur le glacier de Saint Sorlin en France 3 km environ 3 km de long Martin 1975 observe un maximum de vent vers 2 m de hauteur De nombreuses tudes du vent de glacier ont t conduites sur le glacier autrichien Pasterze 19 8 km 9 2km de long Greuell et al 1997 observent proximit du front un maximum de vent entre 4 e
3. 189 V 34 c2 Le vent de glacier Liane ln a 191 V 3 4 c 3 Variations de la vitesse du vent selon l altitude 193 V 3 4 d Relations entre les flux et les variables m t orologiques 194 V 3 5 Conclusions sur les flux turbulents 198 V4 Les autres flux co cicc cee dee see edees cccc estes cocedescsetsoesestecedssecectdiececseceese 200 VAL ElUK de Conduct Ons sun tester Medica tine one tenant need 200 V 4 2 Energie apport e par les pr cipitations 201 V 5 Cons quences de la haute altitude ccscesscccsccccceccccccccecceeccsecees 202 VI MODELISATION DE LA FUSION ccccccsccccscsccccscescscescscesesces 205 VI 1 Introduction sur les mOdEles ccceccecccscccceccncceccscceccescnsenseeseees 205 VI 2 La temp rature de l air et les mod les degr jour 207 VL2 1 Introduction eGo eed Sauces ahh one doa diet ee Men dede ead weiss 207 VI 2 2 Relations entre la temp rature et les flux d nergie 210 VI 2 2 a Corr lations sur l ann e et sur la saison des pluies 210 VI 2 2 b Comparaisons avec un autre site 213 VI2 3 Variations des corr lations 214 VI2 4 Influence des erreurs de mesure
4. r P1 5165m P2 5080m P3 4945m P4 4860m P5 4855m P8 4750m P1 5165m 1 00 P2 5080m 0 98 1 00 P3 4945m 0 87 0 89 1 00 P4 4860m 0 89 0 91 0 96 1 00 P5 4855m 0 91 0 91 0 87 0 87 1 00 P8 4750m 0 86 0 88 0 95 0 93 0 86 1 00 P4750 4750 m 0 68 0 69 0 72 0 71 0 65 0 74 61 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE b Coefficients de r gression a P est selon les colonnes et Py est selon les lignes Py Px P1 5165m P2 5080m P3 4945m P4 4860m P5 4855m P8 4750m P1 5165m 1 00 P2 5080m 1 16 1 00 P3 4945m 1 09 0 94 1 00 P4 4860m 1 02 0 88 0 90 1 00 P5 4855m 1 12 0 95 0 93 1 01 1 00 P8 4750m 1 22 1 06 1 10 1 18 1 04 1 00 P4750 4750 m 0 63 0 63 0 55 0 59 0 53 0 50 c Ordonn es l origine mm b P est selon les colonnes et Py est selon les lignes Py Px P1 5165m P2 5080m P3 4945m P4 4860m P5 4855m P8 4750m P1 5165m 1 P2 5080m 4 1 P3 4945m 0 4 1 P4 4860m 2 6 6 1 P5 4855m 5 0 6 1 1 P8 4750m 7 3 7 10 3 1 P4750 4750 m 21 23 24 22 28 27 Comparaisons sur 40 mois tableau IV 1 Les pluviom tres totalisateurs sont bien corr l s entre eux r gt 0 86 Les pluviom tres les plus proches ne sont pas les mieux corr l s entre eux Par exemple P8 bien qu loign est tr s bien corr l P3 et P4 tableau IV 1 a Par contre seulement les deux tiers d
5. dt dx dx pi I 5 Les deuxi me et troisi me termes du membre de gauche s annulent si l quation II 5 est int gr e sur l ensemble du glacier en situation stationnaire Les variations de volume mesur es partir de cartes r alis es des poques diff rentes terme dh dt permettent donc de calculer le bilan de masse c est la m thode cartographique qui a t utilis e par le programme GREAT ICE sur le glacier bolivien Chacaltaya figure 1 2 Ramirez et al 2001 Le troisi me terme du membre de gauche de l quation III 5 l advection d une paisseur de glace peut devenir localement important lors de l avanc e du front par exemple La m thode glaciologique ou directe d termine directement b Elle consiste d terminer la r partition spatiale du bilan pour l ann e budg taire en chantillonnant la surface du glacier En zone d ablation la fonte de glace est mesur e par des hauteurs d mergence de balises plant es dans la glace En zone d accumulation la mesure des quantit s de neige se fait par carottage dans le n v parce qu on reconna t la neige de l ann e Les bilans ponctuels sont ensuite pond r s par chaque l ment de surface pour estimer le bilan de masse total du glacier Sur le glacier du Zongo les mergences d une quinzaine de balises r parties entre le front et 5200 m sont lues chaque d but de mois figure II 1 N anmoins les bilans mensuels
6. journali re l ensemble des pyranom tres CM3 et des pyrg om tres CG3 constituent le bilanm tre CNR1 Kipp amp Zonen 1995 SMA2 5150 m depuis mars 1996 Temp rature de lair Thermom tre ventil Vaisala 30 et 180 0 2 C thermistance Humidit relative Hygrom tre ventil Vaisala 30 et 180 2 de 0 90 capteur capacitif 10 de 90 100 Vitesse de vent m s An mom tre 05103 Young 30 et 180 5 Direction du vent Girouette 05103 Young 30 et 180 3 deg Radiation en courtes longueurs Pyranom tre Skye SP1100 100 3 d onde incidente W m 0 35 lt A lt 1 1 um Radiation en courtes longueurs Pyranom tre Skye SP1100 100 3 d onde r fl chie W m 0 35 lt A lt 1 1 um Radiation nette W m Bilanm tre REBS Q 7 100 Non mentionn 0 25 lt lt 60 um Accumulation et ablation mm Sonde ultrasons Campbell UDGO1 environ 150 lcm Je 28 mars 2000 les Vaisalas ont remplac des psychrom tres pour la mesure de la temp rature et de l humidit de Pair 27 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES SMA3 5550 m depuis mars 1996 Temp rature de lair C Thermocouples Cu Cst 30 0 3 C Pression de vapeur hPa Thermocouples Cu Cst mouill 30 0 3 hPa Vitesse de vent m s An mom tre 05103 Young 250 5 Direction
7. 0 5 0 1000 m a e e Figure II 5 carte des facteurs de vue des mailles 20 x20 m du glacier du Zongo IIL3 Contexte climatique Ce chapitre d crit le contexte climatique g n ral de la r gion andine bolivienne Les cycles annuels et nycth m raux des variables m t orologiques mesur es dans le bassin versant du glacier du Zongo seront analys s dans le chapitre IV 2 Sicart et al 2002 et dans la partie V 17 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES e Les tropiques Selon Kaser 1996 la zone tropicale est d finie comme l intersection de trois surfaces du globe terrestre la surface balay e par la zone de convergence intertropicale la surface o l amplitude thermique diurne est sup rieure l amplitude thermique annuelle et la surface comprise entre les tropiques du Cancer et du Capricorne figure I 1 Garstang et Fitzjarrald 1999 privil gient les caract ristiques de la circulation atmosph rique Aux latitudes temp r es les mouvements sont contr l s par l acc l ration de Coriolis et par les gradients horizontaux de pression dus la r partition des sources de chaleur quilibre g ostrophique A proximit de l quateur o l acc l ration de Coriolis est r duite l approximation d quilibre g ostrophique n est plus valable La pr sence quasi permanente des anticyclones subtropicaux r sultant des branches descendantes des cellules de Hadley entra n
8. 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 heure locale sunof ep siquiou S O S E 4 Ka N E direction du vent saison s che 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 heure locale Figure V 38 direction du vent axe des ordonn es selon l heure de la journ e axe des abscisses Mesures demi horaires de la SMA1 5050 m Les contours repr sentent les nombres de jour Le panneau sup rieur correspond la saison des pluies janvier avril 2000 Le panneau inf rieur correspond a la saison s che mai ao t 2000 La somme des points sur chaque verticale repr sente 120 jours En saison des pluies le vent de vall e domine en journ e de 10 h 18 h et le vent de glacier n intervient que la nuit figure V 38 En saison s che le r gime des vents est domin par le vent de glacier m me en journ e Le vent de vall e n intervient que quelques heures en d but d apr s midi Le cycle nycth m ral de la direction du vent est synchrone 5050 m et 5150 m figure 7a de Sicart et al 2002 chapitre IV 2 Il est galement observ 30 et 180 cm de hauteur la station SMA2 non montr 190 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE En moyenne annuelle la vitesse du vent n est jamais forte proche de 2 m s de jour ou de nuit figure V 39 Les vents sont constamment plus forts en saison s che qu en saison des pluies d environ 1 m s Le vent nocturne est g n ralement plus fo
9. FO oi 1 08 07 12 07 16 07 20 07 24 07 0 400 800 1200 jour radiation globale W m2 Figure V 33 diff rence des mesures demi horaires de la temp rature du Vaisala moins la temp rature du psychrom tre 5150 m du 8 au 23 juillet 1999 a repr sente les diff rences selon le jour b repr sente les diff rences selon la radiation solaire globale e L humidit L humidit relative des psychrom tres est calcul e par rapport la saturation la temp rature du Vaisala afin d liminer l influence des diff rences de temp rature entre les deux capteurs Les diff rences d humidit relative sont consid rables d passant fr quemment 50 figure V 34 et les deux s ries sont tr s mal corr l es 1 lt 0 1 Les mesures du psychrom tre sont toujours lev es gt 70 sup rieures aux mesures du Vaisala qui ont une plus grande variabilit Les deux signaux se rejoignent uniquement lorsque l air est proche de la saturation comme lors de la p riode de mauvais temps du 16 au 19 juillet Quelques valeurs aberrantes sup rieures 100 sont enregistr es par le psychrom tre L accord n est pas meilleur avec le psychrom tre 30 cm de hauteur non montr 180 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 100 Ta Ath g 8 S I Z e i 2 40 D z 20 0 08 07 12 07 16 07 20 07 24 07 100 S gf o oO 2 60 oO z o 4
10. a 50 50 40 40 4 30 30 g Z gZ 20 20 10 10 olli ETITTE TRES 0 nee ee 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 0 2 4 6 8 10 12 14 c slope d slope Figure 4 Elevation contour maps around AWS1 a and around AWS2 b were computed from topographic measurements taken on July 26 27 2000 All the values are in meters Dots show the 69 92 points measured during the topographic campaign at AWSI AWS2 Interpolation of the elevation was computed using the kriging method 16 18 20 Circles show the area within which downward pyranometers mounted at 1 m receive 86 of their signal radius 2 5 m c d Slope histograms of the pixels located at less than 2 5 m from the pyranometers at AWS1 and at AWS2 respectively Each pixel represents a 16H16 cm of the surface On the AWS1 AWS2 site the relative coordinates of 69 points 92 points were measured in a square with one approximately 5 m 8 m side centered on the sensors 129 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Figures 4a 4b The space between the measurement points varied from 50 to 100 cm The interpolation of the altitudes between the measurement points was determined using the kriging method 2 4 Correction of the Albedo Measurements Considering a plane surface and an isotropic reflection a true and a meas are linked by Grenfell et al 1994 COS Osun Osurf COS D K L 1 cos Osun 2 cor PIRE cor
11. 0 4 um et parts peu pr s gales dans le visible 0 4 0 7 um et dans le proche infrarouge 0 7 2 um Duguay 1993 Les proportions apr s travers e de l atmosph re sont de 9 pour l ultraviolet 49 pour le visible et 41 pour le proche infrarouge Paltridge et Platt 1976 La radiation tellurique est sous forme infrarouge ou radiation thermique La radiation de longueur d onde incidente sur une surface simple peut tre soit transmise travers la substance soit r fl chie par la surface soit absorb e L absorption est toujours associ e une modification physique du milieu en g n ral sa temp rature Pour exprimer les proportions transmises r fl chies et absorb es de l nergie incidente on d finit les facteurs de transmission y1 de r flexion o et d absorption de la surface 61 La conservation de l nergie s crit 82 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE yitar t 1 V 5 La loi de Kirchhof dit qu la m me temp rature et la m me longueur d onde les corps a forte absorption sont bons metteurs 6 Pour un corps noir on a donc G 1 et O Wa 0 Au cours de sa travers e de l atmosph re le rayonnement solaire est att nu par l absorption et la diffusion des mol cules de air l eau le gaz carbonique et l ozone de l a rosol atmosph rique et des nuages Les rapports de la radiation solaire arrivant en limite d
12. 219 VT 255 Conclusion ser nn AT een nes 220 VI 3 Simulation des flux d nergie et du d bit de fonte 223 VIS3 1 Introduction maa sessiac sauna dents Ne one copiers et Mens ne 223 VI 3 2 Le mod le de Hock 1998 224 VI3 3 L coulement de l eau de fonte travers le glacier 226 VI3 4 Simulation des flux radiatifs de courte longueur d onde 229 VL3 4 a La radiation globale 229 VES 4 b b GID CIO ER RE SR aren 231 VI 3 4 b 1 Formules rencontr es dans la litt rature 231 VI 3 4 b 2 Formules de Hock 19981 236 VI 3 4 b 3 D croissance de l alb do de la neige 237 VI 3 4 b 4 Effets des chutes de neige 240 VL 34 b 5 Synth se oii cassava PAU ee LG Pied tie dt Ths Taek ee 243 VI 3 5 Simulation des flux radiatifs de grande longueur d onde 244 VI 3 5 a La radiation de grande longueur d onde incidente 244 MLB Sas Introductions han nie rt red es Re 244 VIS 5 4 2 Ciel clair avid ua raser en mes dat dents TR LA 245 NI3 5a 3 Ciel nua geux ne en E Pa nt ts 252 VI 3 5 b La radiation de grande longueur d onde mise par la surface 259 NL3 5 C Synthe e ha saone de Sactt acta PA Tee are bane twee TR 260 VI3 6 La radiation nette par ciel nuag
13. L clairement solaire potentiel varie peu au cours de l ann e la latitude 16 S du glacier Les variations de l nergie solaire absorb e en surface sont contr l es par l att nuation atmosph rique du rayonnement solaire assez uniforme dans la zone d ablation et par l alb do de surface qui par contre a une tr s faible repr sentativit spatiale L accent a t mis dans cette th se sur l analyse des causes des variations temporelles de l alb do afin de simuler ses variations spatiales Deux types d erreur perturbent les mesures d alb do le d p t de neige sur les capteurs en saison des pluies et la pente de la surface l g rement orient e vers l est alors que les capteurs sont positionn s horizontalement L effet de pente entra ne une baisse diurne artificielle de l alb do par ciel clair Nous avons propos une m thode de correction g om trique selon les combinaisons des pentes et des orientations dues aux irr gularit s de la surface de plusieurs m tres carr s vue par les capteurs h misph riques Une erreur de quelques degr s sur l inclinaison ou d une dizaine de degr s sur l orientation de la pente locale a une incidence sur la mesure de l alb do Si la topographie n est pas connue avec une pr cision d cim trique l alb do journalier doit tre calcul selon les 306 CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES mesures autour du midi solaire ou selon le rapport
14. La couche de surface de flux constant est r duite et la m thode des profils ne peut pas tre appliqu e jusqu 180 cm Les flux turbulents sont alors calcul s par la bulk m thode entre la surface consid r e en fusion permanente et la mesure 30 cm de hauteur Des mesures directes de la sublimation de la glace par pes e de lysim tres ont t effectu es sur le glacier au cours d une quarantaine de journ es r parties sur les ann es 176 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE hydrologiques 1996 97 et 1997 98 Ces mesures permettent de caler les valeurs de Zo pour diff rents types de surface neige fraiche n v glace ou p nitents Disposant d une quation pour trois longueurs de rugosit inconnues Wagnon 1999 consid re Zo Zor Zog Hors p riodes de calibration la valeur de z est d termin e par comparaison des caract ristiques de la surface avec les surfaces observ es lors des mesures directes de la sublimation Les incertitudes sur les flux turbulents sont difficiles quantifier et sont certainement fortes Wagnon 1999 estime les incertitudes au moins de l ordre de 30 partir d une tude de la sensibilit des flux aux variables m t orologiques d entr e vitesse du vent temp rature humidit la hauteur de rugosit zo et aux hauteurs des mesures L tude de sensibilit est limit e par le fait que les param tres et les variables d entr e sont modifi s
15. 0 6 00 8 00 10 00 12 00 14 00 16 00 18 00 heure locale 90 1400 N b solstice d hiver juin Pi eo NS 7 1200 104 a D 1000 60 4 D a 50 800 o Q e 9 40 600 30 D 400 w N 204 E 10 200 0 0 6 00 8 00 10 00 12 00 14 00 16 00 18 00 heure locale Figure V 12 radiation globale et angle z nithal solaire au cours de deux journ es de ciel clair le 12 d cembre 1998 a et le 22 juin 1999 b Les moyennes demi horaires de la radiation globale la SMA2 trait continu rond et la M vis hors du glacier tirets gras se reportent l axe Y de droite L angle z nithal solaire tirets longs se reporte l axe Y de gauche Le 12 d cembre 1998 la SMA2 tait au soleil d s le lever du jour mais dans l apr s midi l ombre de la paroi rocheuse en rive droite a atteint la station partir de 16h Le soleil est au sud et atteint un tr s faible angle z nithal midi moins de 7 Les valeurs demi horaires de la radiation globale sur le glacier ont culmin plus de 1150 W m 114 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Le 22 juin 1999 le soleil tait sa position la plus au nord de l ann e La radiation solaire directe a atteint la SMA2 environ une heure apr s le lever de soleil et l ombre a atteint la station environ deux heures avant le coucher de soleil Le 22 juin est le jour le plus court de l ann e Le z nith solaire diminue seulement jusqu 40
16. 20 C m pendant 10 heures de nuit de saison s che figure V 27 le flux de conduction C est gal 40 W m quation V 47 entra nant un flux de 1 8 MJ m par jour sous la surface L apport du rayonnement solaire est de l ordre de 10 MJ m en saison s che figure V 8 Ainsi le flux nocturne de conduction de chaleur peut repr senter entre 10 et 20 du principal apport d nergie en surface Le flux de conduction est faible mais peut contribuer r duire I nergie disponible pour la fusion en saison s che V 4 2 Energie apport e par les pr cipitations On n observe jamais de pluie sur le glacier Les chutes de neige ou de gr sil apportent la surface de temp rature To le flux d nergie P P pi ci Tp To V 50 o pi est la masse volumique de la neige c est la capacit calorifique massique de la neige gale 2090 J kg K et T est la temp rature des pr cipitations Sur le glacier P 201 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE est toujours inf rieur 5 W m donc n gligeable par rapport aux autres flux d nergie Wagnon 1999 V 5 Cons quences de la haute altitude L atmosph re du glacier est caract ris e par un climat tropical de haute altitude Les sp cificit s du climat tropical bolivien ont fait l objet de nombreuses tudes chapitre IIL 3 mais les mesures de bilan d nergie haute altitude sont rares Le glacier du Zongo s coule de 6000 4850 m
17. 5050 m tableau VI 4 et non les mesures de la SMA2 5150 m en raison des fortes 224 MODELISATION DE LA FUSION erreurs sur la mesure de la radiation nette et en raison de l ombre qui atteint le site t t l apr s midi chapitre V 2 3 Les pr cipitations solides horaires sont mesur es par la sonde ultrasons chapitre IV 2 1 Les quantit s pr cipit es sont consid r es uniformes sur le glacier car aucun gradient selon l altitude n a pu tre mis en vidence dans le bassin versant chapitre IV 2 2 Des chutes de gr sil mais jamais de la pluie sont souvent observ es pr s du front du glacier en saison des pluies En raison de la diff rence d alb do il est n cessaire de distinguer la neige fra che du gr sil La distinction est faite selon une temp rature de l air critique T quivalente une temp rature critique entre la pluie et la neige Dans la vall e du Zongo Leblanc 2001 estime une temp rature critique entre la pluie et la neige qui est n gative de l ordre de 1 5 C N anmoins les donn es utilis es sont seulement en saison des pluies pour une faible variabilit de la temp rature De plus une temp rature critique n gative n est pas compatible avec une temp rature proche de z ro dans les nuages plus froids que la surface donnant la neige Nous pr f rons utiliser une temp rature critique T 1 5 C plus proche des valeurs rencontr es dans la litt rature ex
18. Comme cons quence directe les valeurs demi horaires de la radiation globale sur le glacier n ont pas d pass 900 W m V 2 4 e 2 Le facteur de transmission atmosph rique En consid rant l atmosph re comme un milieu plan parall le non r fractant Dozier et Frew 1990 les maxima de radiation solaire globale du 22 d cembre 1998 saison des pluies et du 22 juin 1999 saison s che am nent une att nuation atmosph rique entre 14 et 12 lorsque le soleil est au z nith angle z nithal nul Cette diff rence est faible et ne refl te pas une diff rence en humidit de l atmosph re Rasmussen et al 1998 Selon Liou 1976 l absorption due la vapeur d eau de l atmosph re tropicale par ciel clair et sans a rosol atmosph rique est de l ordre de 18 lorsque le soleil est au z nith Les carts entre les mesures sur le glacier du Zongo une pression atmosph rique de 550 hP et les r sultats de Liou 1976 sont attribu s une diff rence d paisseur atmosph rique plut t qu l influence de l a rosol atmosph rique En effet Adams et al 1980 observent des faibles concentrations de poussi res en suspension dans l atmosph re du mont Chacaltaya 5220 m d altitude environ 5 km du glacier du Zongo figure I 2 entre 1 6 et 23 8 ug m comparables aux mesures sur la montagne suisse Jungfraujoch 3752 m d altitude Kruss et Hastenrath 1987 calculent la radiation solaire directe
19. ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Figure V 15 distribution de l insolation potentielle annuelle la surface du glacier d apr s Vallon communication personnelle 119 8000000 7000000 6000000 5000000 4000000 3000000 2000000 1000000 2WW P ejenuejod uonejosui ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Energie kJ m an Insolation annuelle en fonction de la pente __c in pen 9000000 8000000 7000000 6000000 5000000 4000000 3000000 2000000 1000000 pente Figure V 16 insolation potentielle annuelle kJ m an la surface du glacier selon la pente locale d apr s Vallon communication personnelle Chaque point repr sente une maille du glacier V 2 4 f Alb do par ciel clair V24 f1 Clear sky albedo measurements on a sloping glacier surface A case study in the Bolivian Andes Sicart et al Journal of Geophysical Research 106 D26 31729 31738 2001 Afin de mesurer le bilan radiatif par unit d aire inclin e de la surface du glacier les pyranom tres doivent tre positionn s parall lement la surface N anmoins la surface des glaciers n est jamais plane Au cours de mesures en continu sur de longues p riodes il est plus facile et plus s r d ajuster les pyranom tres dans une position horizontale Des mesures topographiques au p
20. MODELISATION DE LA FUSION nuit figure VI 44 N anmoins le mod le ne tient pas compte de la stratification de l air forte la nuit qui r duit la turbulence L erreur sur les flux turbulents n est donc certainement pas dans le sens d une sous estimation Pendant les nuits les flux turbulents calcul s restent faibles par rapport aux flux radiatifs thermiques figure VI 42 On peut consid rer que l erreur est faible la nuit car la mesure de RW est surtout perturb e par le rayonnement solaire chapitre V 2 5 De m me la mesure de RIT est fiable la nuit et la temp rature qui en est d duite To satisfait l quation VI 34 L quation VI 36 permet donc de mesurer I effet en surface To est mesur correctement d un flux inconnu AQs EH a ann e SE b saison s che 0 3 0 3 Q Q _ oO O c a L 02 L 02 oO oO D D l 0 1 0 1 0 0 120 80 40 0 40 120 80 40 0 40 RI nocturne W m RI nocturne W m Figure VI 45 histogrammes des valeurs horaires du bilan radiatif de grande longueur d onde RI entre minuit et 5 h du matin a est pour l ann e 1999 2000 b est pour la saison s che de juin ao t 2000 La figure VI 46 montre l histogramme des valeurs de AQs d duites de l quation VI 36 au cours des nuits de la saison s che 2000 AQs est pl
21. avec la temp rature hors du glacier T4750 et l g rement meilleures en saison des pluies mais restent faibles r lt 0 5 La temp rature est autant corr l e la radiation qu au flux 211 MODELISATION DE LA FUSION de chaleur sensible r lt 0 16 Les corr lations des temp ratures avec le flux de chaleur latente sont tr s faibles et parfois n gatives La temp rature explique seulement entre 16 40 de la variance du bilan d nergie La corr lation n gative entre les flux H positif et L n gatif sublimation est due au vent qui contr le les variations des deux flux chapitre V 3 4 La r troaction n gative de la stabilit de l air sur la convection turbulente chapitre V 3 4 r duit les corr lations lin aires entre la temp rature et les flux turbulents L effet de la stabilit change aussi selon la vitesse du vent La correction des flux par le nombre de Richardson chapitre V 3 3 est lin aire en temp rature pour des vents forts alors qu elle s att nue pour les fortes temp ratures relation logarithmique quand le vent est faible Braithwaite 1995a Dans un air sec les variations de la pression de vapeur diff rent des variations de la pression saturante fonction de la temp rature contribuant expliquer les faibles relations entre le flux de chaleur latente et la temp rature La figures VI 1 montre les relations de la radiation et de la temp rature avec la fusio
22. clairement solaire est toujours sous faibles angles z nithaux en raison de l ombre des reliefs en d but de matin e et en fin d apr s midi 141 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 1 0 1 0 L 1200 7 1200 0 8 E 0 8 J E z z 0 6 4 D 2 L 800 3 8 0 6 L 800 2 2 32 8 0 4 gt 04 J gt C L400 L400 2 oO 0 2 4 02 J E 0 0 r r r r 0 0 0 5 i i r i 0 7 00 9 00 11 00 13 00 15 00 17 00 7 00 9 00 11 00 13 00 15 00 17 00 a heure locale c heure locale 8 L 1200 6 o 44 2 2 D o L800 E 2 30 4 2 2 2 4 oO D c 400 4 amp 07 00 09 00 11 00 13 00 15 00 17 00 T d g 0 7 00 9 00 11 00 13 00 15 00 17 00 b heure locale Figure V 20 valeurs demi horaires de l alb do courbe points et de la radiation globale courbe continue au cours de deux journ es nuageuses a et b montrent les mesures du 14 ao t 1999 la SMA2 et la SMA respectivement c montre les mesures du 11 avril 2000 la SMA1 d montre la temp rature de l air le 11 avril 2000 L alb do corrig selon la distribution des pentes et des orientations de la surface Sicart et al 2001 est montr par la courbe sans points dans c Les lignes verticales d limitent les p riodes d angles de z nith solaire inf rieur l angle effectif d un clairement purement diffus 50 Sous les tropiques le soleil est haut tout au
23. partir de la temp rature de la surface Lorsque les flux radiatifs sont calcul s le mod le sous estime syst matiquement la temp rature de la surface du glacier au cours des nuits la temp rature minimale pouvant tre une dizaine de degr s trop basse ex figure VI 44 Il est n cessaire d examiner le bilan d nergie nocturne afin d identifier les causes de cette erreur Le chapitre II a montr que le bilan d nergie en surface du glacier peut s crire z RSR PSE TE IL 9 0 dt ou R est le bilan radiatif S l nergie de changement de phase n gative en fusion et H et L sont respectivement les flux turbulents de chaleur sensible et de chaleur latente La radiation solaire et l nergie de changement de phase sont nulles la nuit le regel de l eau de fonte est achev si on se place suffisamment tard apr s le coucher de soleil Le bilan d nergie nocturne s crit alors d pici Ti dt o To est la temp rature de surface en degr s Kelvin et AQs est le changement d nergie RV oT H L dz AOs VL34 interne de la couche sous la surface AQs est chang avec la surface par conduction flux C 290 MODELISATION DE LA FUSION 0 j 7 Seo 25 temp rature C 25 04 29 04 03 05 07 05 11 05 15 05 19 05 date Figure VI 44 temp rature de la surface 5050 m SMA1 mesur e trait gras et simul e trait fin Valeurs horaires
24. sont en accord avec une taille de grain gale quelques dixi mes de millim tres Dans le domaine visible les mesures de r flectance sont inf rieures de 10 20 aux valeurs calcul es de l alb do de neige pure 110 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE La hauteur de neige tait faible lors des mesures de r flectances spectrales environ 7 cm d quivalent en eau N anmoins la surface sous jacente tait de la neige ancienne et non de la glace de sorte que sa r flectance n tait pas suffisamment faible pour expliquer l cart des mesures avec le mod le Figure 8 de Warren et Wiscombe 1980 La rugosit de surface contribue sans doute peu aux carts avec le mod le car la surface tait de la neige fra che et lisse Grenfell et Maykut 1977 en Alaska ainsi que Kuhn et Siogas 1978 en Antarctique observent un alb do dans le visible plus faible que celui pr dit par les mod les de neige pure Warren et Wiscombe 1981 consid rent que les carts entre les mesures d alb do visible et les r sultats des mod les de neige pure sont principalement dus aux poussi res De m me on consid re ici que l effet des particules d impuret s dans la neige est le facteur dominant des carts entre le mod le et les mesures sur le glacier du Zongo e Concentrations en poussi res dans la neige La comparaison de r sultats th oriques avec les mesures de r flectances dans le spectre visible met en vidence
25. 1982 Selon McGuffie et Henderson Sellers 1985 les effets dominant au Canada 75 N sont le d p t diurne et l vaporation de givre sur la surface entra nant des modifications de la rugosit l chelle microscopique La difficult est de distinguer les diff rents facteurs contr lant les variations diurnes de l alb do dans le m tamorphisme de la neige ou la modification du rayonnement incident Selon Ohmura 1981 la plupart des variations diurnes de l alb do report es dans la litt rature sont le r sultat de la position horizontale des instruments alors que la surface des glaciers est toujours inclin e Le paragraphe V 2 4 f propose une correction des mesures tenant compte de la distribution des pentes et des orientations caus e par les irr gularit s de la surface vue par les capteurs h misph riques Les nuages modifient les distributions spectrale et angulaire du rayonnement incident Le paragraphe V 2 4 g examine l influence des nuages sur l alb do en saison des pluies lorsque le soleil est haut et la fusion est forte V 2 4 b Facteurs de variation de l alb do de la glace La figure V 6 d finit les quatre angles d crivant les positions des rayons solaires incidents et r fl chis langle z nithal solaire 0 langle azimutal solaire 6 et les angles de z nith et d azimut du rayon r fl chi Gr et Pre respectivement Suivant Kuhn 1985 on d finit J luminance incidente normale la dir
26. 255 MODELISATION DE LA FUSION 0 1 360 Rlinc W m mesures calculs 160 T 29 07 29 09 30 11 31 01 02 04 03 06 04 08 05 10 O 2 g JA 10 z 5 20 aT y WALA LI e 8 4 LA I LA nu if M ALT F i i Mal i Wa E 2 20 If N ih an 3 M 10 2 g Y S aaa ad Figure VI 22 comparaison entre les mesures de RI 5050 m et les calculs selon l quation VI 17 Le facteur d mission du ciel clair est selon Brutsaert 1975 L mission des nuages est selon l quation VI 20 Moyennes journali res du 29 07 1999 au 31 08 2000 a montre la n bulosit quation VI 23 b compare les mesures et les calculs de RIV avec a 0 4 et b 1 tableau VI 8 c montre la diff rence entre les calculs a et b Zongo et les mesures en valeurs absolues axe Y de gauche et en pourcentages axe Y de droite Le trait gras montre la moyenne mobile sur 15 jours 256 MODELISATION DE LA FUSION a 1999 2000 b 2000 2001 _ 80 _ 80 i E E 40 40 ue 8 fe yest 5 5 ST e D u NF tee 0 Er 0 woe SRE 2 L Se aaa 3 3 TR 3 40 8 40 ge o s S pi rd rd 80 R oe egal 80 Josee seal 120 160 200 240 280 320 360 120 160 200 240 280 320 360 Rlinc W m Rlinc W m Figure VI 23 diff rences entre les calculs et les mesures de RIX repr sent es selon les mesures Moyennes j
27. 5150 m sont mesur es par une sonde ultrasons Campbell UDG01 La sonde est un m tre de la surface environ fix e un m t ancr dans la glace Chaque demi heure elle enregistre accumulation de neige diminution de la distance entre la surface et le capteur ou l ablation de glace et l ablation ou le tassement de neige augmentation de la distance 28 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES Une structure de deux bo tes encastr es appel e bo te fusion 50 x 50 cm a t con ue afin de mesurer la fusion journali re 5150 m La bo te sup rieure de 15 cm de profondeur a le fond constitu d une grille de maillage 1 mm Cette bo te est remplie de neige dont l eau de fusion percole jusqu la bo te inf rieure de 20 cm de profondeur La pes e de l eau r colt e dans la bo te inf rieure donne la fusion journali re Vingt deux jours de mesure ont t effectu s entre le 23 ao t 1996 et le 14 ao t 1998 Les sp cificit s des capteurs utilis s plus particuli rement dans cette tude sont d taill es dans la partie V En compl ment de nombreuses observations ont t conduites r gime du vent tat de surface types de nuage chaque visite sur le terrain tous les mois environ et lors de cinq missions de plusieurs jours sur le glacier Tem perane Vitesse et humidit et direction du vent ra i Figure IILS station m
28. ENERGIE V 4 Les autres flux V 4 1 Flux de conduction e Conduction dans la glace Dans un milieu homog ne dans le plan horizontal le gradient vertical de temp rature dans la glace provoque un flux de chaleur C dirig vers les temp ratures d croissantes et proportionnel a ce gradient Ga v 47 OZ ou K est la conductivit thermique ou conductibilit calorifique selon Lliboutry 1964 de la glace gale 2 10 W m K pour T 0 C Paterson 1994 e Conduction dans la neige La conductivit thermique de la neige est due quatre facteurs ex Mellor 1977 la conduction solide par les ponts de glace La convection de l air humide sous effet du gradient de temp rature La distillation des grains chauds vers les grains froids Le rayonnement entre les grains Les flux les plus importants sont la conduction solide et le transfert de vapeur Ce dernier diminue quand la densit augmente On peut d finir une conductivit apparente de la neige K telle que A ad OZ V 48 G n ralement K est calcul par une formule empirique de la densit telle que Schwerdtfeger 1963 De V 49 3 ps pi o pi et pg sont les masses volumiques de la neige et de la glace respectivement K 0 80 W m K pour une neige transform e de masse volumique 400 kg m En fait la conductivit thermique de la neige d pend non seulement de la masse volumique mais aussi de la structure de la ne
29. On peut consid rer que les erreurs sur la variabilit spatiale de l clairement de grande longueur d onde n ont pas une incidence tr s forte sur le bilan nerg tique car l clairement est maximal lorsque les nuages r duisent la variabilit La distribution des pertes radiatives RIT la surface du glacier r sulte des interactions entre tous les flux Dans la zone d ablation la temp rature de surface est proche de 0 C et varie peu avec l altitude Par contre la temp rature de la surface de la zone d accumulation diminue avec l altitude de fa on similaire la temp rature de Pair Les variations de RIT peuvent tre quantifi es par mod lisation de l ensemble des flux d nergie chapitre VI 3 V 2 5 d Conclusions sur les flux radiatifs de grande longueur d onde Les erreurs de mesures proviennent principalement d une surestimation du signal en milieu de journ e due l interf rence de la radiation solaire La mesure de l clairement atmosph rique est corrig e de 2 de la radiation solaire mais l incertitude sur la mesure reste lev e au mieux de l ordre de 10 L mission de la surface est g n ralement sup rieure au flux incident et le bilan radiatif de grande longueur d onde est une perte d nergie pour le glacier 4 MJ m par jour en moyenne 5050 m 50 W m A haute altitude le facteur d mission de l atmosph re sans nuages est faible et varie peu
30. P5 4855 2000 120 Mois P4 4860 2000 120 Mois P3 4945 2000 120 Mois P2 5080 2000 100 Mois P1 5165 2000 120 Mois Pg0 5150 2500 85 15 jours pluviographe augets basculeurs non chauff pos sur le glacier du 8 septembre 1999 au 1 mai 2000 111 4 2 La m thode de bilan d nergie L ablation est contr l e par le bilan d nergie la surface du glacier quation II 1 Afin de d terminer les facteurs de variations de l ablation l IRD a conduit partir de 1996 des mesures de microm t orologie sur diff rents sites du glacier Le tableau III 4 pr sente les sp cificit s des capteurs m t orologiques ayant fonctionn dans le bassin versant du glacier au cours de l ann e hydrologique 1998 99 Les flux radiatifs la temp rature et l humidit de Pair la vitesse et la direction du vent sont mesur s sur le glacier du Zongo 5050 m Station m t orologique Automatique SMA 1 5150 m SMA 2 et 5550 m SMA 3 figures II 1 II 8 II 9 Les hauteurs des capteurs sont ajust es lors des visites sur le terrain tous les mois environ Les mesures des flux radiatifs la SMA3 ne sont pas utilis es dans cette tude car la station s est le plus souvent trouv e pench e causant une forte inclinaison des capteurs Les sites des stations SMA1 et SMA2 sont de faibles pentes inf rieures 8 orient es vers l est Les facteurs de vue du ciel des deux sites sont respectivement 0 94
31. identical sensors mounted in pairs tend to offset each other 123 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE The response of all commercial radiometers deviate from a proper cosine law Warren 1982 Their sensitivity generally decreases starting from a solar zenith angle of 70 leading to an overestimation of the albedo Dirmhirn and Eaton 1975 This error has little effect on the calculations of energy flux since the energy contribution is low at large Sun angles According to Ohmura 1981 much of the diurnal variations of albedo reported in the literature may be the result of horizontal mounting of the instruments while the glacier surface is typically inclined The dominant effect is that the incident irradiance with respect to the local zenith angle is different from the irradiance incident with respect to the normal of the sloped surface Grenfell et al 1994 To the extent that the radiation reflected by the snow has a large diffuse component the slope of the surface has little effect on the measurements of the reflected radiation The scale of the slope effect is generally known but the effectiveness of the methods to correct this is difficult to evaluate If the instruments are mounted parallel to the surface the local albedo is measured correctly Miiller 1985 Knap et al 1999 Yet the surface of glaciers is not flat and evolves with ice flow Besides the effectiveness of this method depends on how precisely the senso
32. une d croissance exponentielle mais d cro t infiniment sans tre limit e par une asymptote repr sentant l alb do du n v N anmoins la diff rence reste faible avec la formule de l U S Army Corps of Engineers 1956 Se 233 MODELISATION DE LA FUSION d marquant de la plupart des tudes Granger et Gray 1990 consid rent des d croissances lin aires de l alb do qui semblent loign es des observations Les variables m t orologiques sont fortement li es et les r gressions lin aires multiples donnent des r sultats assez similaires quelles que soient les variables explicatives choisies ex temp rature et altitude Le tableau VLS diff rentes m thodes de calcul de l alb do propos es dans la litt rature Source M thode Notes Greuell et Param trisation selon la densit d l eau de fonte Le tassement de la neige est Oerlemans produite au cours du pas de temps pr c dent M le pris en compte La vitesse 1986 couvert nuageux n et l angle z nithal solaire z de tassement d croit avec la a 0 79 0 5 10 d 0 07exp M 0 5 0 07n 0 07 1 225 1 3 cos z 1 n la variation de densit de la neige Ad kg m3 pendant At est calcul e selon Ad 910 d0 cz c3 M At At densit et est proportionnelle a un param tre c qui repr sente la transformation de la neige en absence de fusion La fusion augmente tr s fortement la vitesse de tassement de la neige Oer
33. 0 7 et 13 8 mm d quivalent en eau par degr jour chapitre VI 2 Le succ s de cette m thode provient du fait que la temp rature de l air est g n ralement bien corr l e l ensemble des termes du bilan d nergie ex Lang 1973 Martin 1977 Braithwaite 1981 Or sur le glacier du Zongo la temp rature de l air varie peu alors que le d bit suit une saisonnalit marqu e et r guli re chaque ann e figures II 1 et II 2 Pour simuler correctement le d bit de fonte Rigaudi re et al 1995b sont donc oblig s de pond rer la fusion par une constante qui varie selon la saison Les auteurs ont d velopp un mod le complet partir des mesures proximit de la ligne d quilibre de la temp rature de l air des flux radiatifs solaires et de la radiation nette Afin de simuler les changes de chaleur dans la neige une param trisation du profil de temp rature dans le manteau neigeux a t d velopp e bien qu aucune mesure de temp rature ou de densit dans la neige n tait disponible Manquant d l ments pour valider les hypoth ses et les param trisations les auteurs introduisent 21 param tres dont 6 termes correctifs de chacun des flux d nergie et un terme r duisant en saison s che la vitesse de d croissance de l alb do de la neige Ce param tre contr le le cycle annuel de la principale source de fusion qu est le rayonnement solaire Or comme le mod le degr jour l
34. 04 07 04 08 04 09 Figure VI 28 d bit de fonte ligne de neige alb do et pr cipitations sur le glacier du Zongo au cours de l ann e 1999 2000 a montre les mesures horaires du d bit du torrent missaire Les deux p riodes de simulation sim1 et sim2 sont signal es 269 MODELISATION DE LA FUSION b courbe continue points et tirets triangles montrent le pourcentage de la surface d couverte de neige d apr s les observations et d apr s les simulations incluant les calculs d alb do respectivement Les sites des stations SMAI et SMA2 sont signal es par les tirets horizontaux c montre l alb do journalier mesur par SMA d montre les hauteurs journali res de la sonde ultrasons Les chutes de neige causent une diminution de la hauteur figure 4 de Sicart et al 2002 chapitre IV 2 1 La zone de n v o l alb do varie entre l alb do de la neige fra che et l alb do du n v paragraphe VI 3 4 b et o toute l eau de fusion transite par le r servoir n v paragraphe VI 3 3 est consid r e du sommet jusqu l altitude 5150 m Les sorties du mod le compar es aux observations sont le d bit l alb do aux stations m t orologiques et l altitude de la ligne de neige ou la superficie du glacier sans neige La validation du mod le par la position de la ligne de neige est probl matique car contrairement aux glaciers alpins la ligne de neige ne recule
35. 107 V 2 4 e La radiation globale par ciel clair 113 Vi2 Ares Solstice men santa he seu eheg ne nent der e et 113 V 2 4 e 2 Le facteur de transmission atmosph rique 115 V 2 4 e3 Variations spatiales de la radiation globale 116 V 2 4 f Alb do par ciel clair 120 V24 f1 Clear sky albedo measurements on a sloping glacier surface A case study in the Bolivian Andes 120 V24 f2 Alb do et r flexions sur les pentes de neige 136 V 2 4 f3 Effets de la pente de surface sur l alb do de la neige froide Hlimani 6340 m 2 ik mn es nt Le ee 136 V2 A T4 CONCIUSIONS arn sate ren ME aioe MA Coe Rate 138 V 2 4 g Radiation globale et alb do par ciel nuageux 139 V 2 4 h Conclusions sur le bilan radiatif solaire 144 V 2 5 Les flux radiatifs de grande longueur d onde 146 V 2 5 a Introductionis sens es tirer Che et A EEE tannins du 146 V 2 5 b Pr cision de la mesure 147 V 2 5 c Facteurs de variation 151 V 2 5 c 1 Variations au cours de l ann e 151 V 2 5 c 2 Variations la surface du glacier 157 V 2 5 d Conclusions sur les flux radiatifs de grande longueur d onde 162 V 3 Les flux turbulents ss sesser nesses kes eissioes Sees 164 V 3 T Introduction sera ce
36. 1977 Ames et Francou 1995 Les glaciers tropicaux sont consid r s comme des indicateurs des fluctuations climatiques a haute r solution temporelle ex Hastenrath 1984 Le recul g n ral depuis la fin du Petit Age de Glace du 16 au 19 si cle a t document mais les causes restent mal connues ex Allison et Kruss 1977 Hastenrath 1995 Kaser 1996 Les carottages dans les calottes sommitales des montagnes tropicales fournissent des informations pal oclimatiques compl mentaires des grandes calottes polaires e g Thompson et al 1984b Thompson et al 1998 En particulier le bilan de masse des glaciers tropicaux d pend directement du ph nom ne El Ni o qui a une tr s large port e climatique Thompson et al 1984a Francou et al 1995 Wagnon et al 2001 pourcentages de la superficie totale des glaciers tropicaux d apr s Kaser et al 1996a et Hastenrath 1984 INTRODUCTION Sse 20004 eee Tropiques du Cancer Superficies glaciaires ge et du Capricorne Surfaces continentales en km ATF AT comprises dans les 166 ween ITCZ trois d limitations 18 Figure I 1 distribution des surfaces glaciaires dans la zone intertropicale selon les diff rentes r gions d apr s Kaser 1996 Le climat d termine l extension des glaciers travers les chutes de neige et les flux d nergie qui contr lent la fusion A la diff rence des glaciers
37. 1999 Selon Dozier et Warren 1982 le facteur d mission de la neige int gr sur l ensemble des longueurs d onde de 3 50 um est de 0 985 0 990 ind pendamment de la densit de la forme du gain et du contenu en eau liquide Les plus fortes valeurs 0 988 0 990 correspondent des rayons de grain sup rieurs 75 um Kondratyev 1969 et M ller 1985 proposent des valeurs l g rement plus faibles entre 0 97 et 0 99 Selon Mellor 1977 la valeur du facteur 146 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE d mission de la glace la plus g n ralement accept e est de 0 97 et des valeurs aussi faibles que 0 82 ont t mesur es Une diminution du facteur d mission de 1 0 97 am ne une augmentation de la temp rature de surface apparente assez forte 2 C dans la gamme de 10 0 C Sur le glacier du Zongo la neige se transforme vite et les grains sont toujours de grande taille chapitre IV 2 On consid re ici un facteur d mission de la surface du glacier gal 0 99 correspondant une existence radiative de 312 W m 0 C Contrairement la radiation solaire les flux de grande longueur d onde ont t tr s peu tudi s sur le glacier Le paragraphe V 2 5 b examine la pr cision de la mesure des deux pyrg om tres install s sur la SMA1 5050 m depuis le 29 juillet 1999 tableau HI 4 Le paragraphe V 2 5 c analyse les facteurs de variations spatiale et temporelle de ces flux V 2
38. C tous les jours de l ann e On choisit de borner les mesures de RIT 312 W m correspondant l existence radiative de la surface en fusion Les perturbations sur chaque pyrg om tre d orientations oppos es tendent se compenser ou entra ner une l g re surestimation du bilan RI L exc s du signal du bilanm tre Q7 par rapport au CNR1 qui comprend les pyrg om tres chapitre V 2 3 c ne peut donc pas tre caus par des erreurs sur les pyrg om tres Les erreurs de mesure des flux radiatifs de grande longueur d onde sont caus es par l interf rence de la radiation solaire par ciel clair et par les d p ts de neige sur la coupelle du capteur orient vers le ciel lors des pr cipitations surtout en saison des pluies La pr cision apr s correction de 2 de la radiation globale est au mieux de l ordre de 10 V 2 5 c Facteurs de variation V 2 5 c 1 Variations au cours de l ann e La figure V 25 et le tableau V 5 montrent l volution des flux radiatifs de grande longueur d onde au cours de l ann e 1999 00 Le bilan est g n ralement n gatif atteignant 120 W m 10 MJ m par jour sauf au c ur de la saison des pluies o il atteint entre 10 et 20 W m entre 1 et 2 MJ m par jour L mission de la surface varie peu entre 280 et 312 W m pour une moyenne de 304 W m tableau V 5 correspondant une variation de la temp rature moyenne de la surface de 9 C en sai
39. Mass balance of Griesgletscher 1961 1994 different methods of determination Zeitschrift ftir Gletscherkunde und Glazialgeologie 33 1 41 56 1997 Garratt J R The atmospheric boundary layer 2nd ed 316 pp Cambridge University Press Cambridge New York 1992 Garreaud R D et J M Wallace The diurnal march of convective cloudiness over the Americas Monthly Weather Review 125 3157 3171 1997 Garreaud R D Multiscale Analysis of the Summertime Precipitation over the Central Andes Monthly Weather Review 127 901 921 1999 Garstang M et D R Fitzjarrald Observations of surface to atmosphere interactions in the tropics 1 ed 405 pp Oxford University Press Oxford 1999 Geiger R Das Klima der boden nahen Lufischift 1 ed Fiedrich Viewag and Sohn 1927 Geiger R The Climate Near the Ground 4 ed 611 pp Havard Univ Press Havard 1966 Giddings J C et E R LaChapelle Diffusion theory applied to radiant energy distribution and albedo of snow Journal of Geophysical Research 66 1 181 189 1961 Gineste P Contribution de l imagerie satellitaire radar ERS la d tection des zones satur es et la mod lisation hydrologique d un petit bassin versant agricole par Topmodel th se de doctorat Laboratoire Commun de T l d tection CEMAGREF ENGREF Montpellier France 224 pp 1998 Glendinning J H G et E M Morris Incorporation of spectral and directional radiative transfe
40. Par contre l advection et les conditions de l atmosph re libre dominent les flux d nergie au site de montagne expos au vent On peut remarquer que la diff rence est en fait faible les coefficients de corr lation de la fusion avec les temp ratures dans la vall e et en montagne ne sont en fait pas significativement diff rents au seuil de signification de 5 Par ailleurs la meilleure corr lation de la fusion du glacier avec la temp rature dans la vall e peut aussi tre simplement li e l influence thermique du glacier 0 C Des relations non lin aires ont aussi t propos es de la Casini re 1974 observe une augmentation exponentielle du bilan d nergie avec la temp rature sur le glacier de la Vall e Blanche dans le massif du Mont Blanc Contrastant avec la majorit des tudes 208 MODELISATION DE LA FUSION Lindsay 1998 observe une meilleure corr lation de la fusion annuelle de la glace de mer en Arctique avec l alb do ou avec la dur e de la saison de fusion qu avec la temp rature Les bonnes corr lations entre la temp rature et les flux d nergie en surface observ es surtout aux moyennes altitudes expliquent le succ s du mod le degr jour qui relie la somme des temp rature positives la fusion par un facteur de fonte F m F dT V1 1 ou m est la fusion sp cifique cumul e en mm d eau et ZT est la somme des temp ratures sup rieures un seuil en g n ral
41. T Tm la mesure de l humidit serait deux fois plus importante entra nant une meilleure corr lation de l humidit avec l vaporation de la m che mouill e r 0 63 au lieu de 0 39 540 hPa Lorsque les calculs de Wagnon 1999 sont utilis s ex en partie VI il est important de noter que l incertitude annonc e sur la mesure de l humidit de 0 3 hPa est bien trop faible L erreur annonc e sur le calcul des flux turbulents d j importante de l ordre de 30 doit tre reconsid r e une erreur de 25 sur l humidit entra ne une erreur de 80 sur le flux de chaleur latente Wagnon 1999 p 951 L humidit toujours proche de la saturation selon les psychrom tres entra ne une faible sublimation Pour compenser le faible gradient d humidit le param tre z cal sur des mesures directes de la sublimation est sans doute surestime i les hauteurs de rugosit pr sent es par Wagnon 2000 sont sans doute trop fortes valeurs comprises entre 2 et 30 mm ii de nouvelles campagnes de calibration de Zo avec les Vaisalas sont n cessaires L tude de l quation psychrom trique tait une tape essentielle avant l utilisation des r sultats de Wagnon 1999 dans la mod lisation des flux turbulents sur l ensemble du glacier un pas de temps horaire Les psychrom tres ne sont pas adapt s aux mesures en continu sur les glaciers La haute altitude r duit la sensibilit de l in
42. W m2 N O O 120 20 05 21 05 22 05 23 05 24 05 25 05 26 05 Figure VI 15 comparaison des mesures de clairement atmosph rique par ciel clair et sans mission des parois V1 avec les quations de Brutsaert 1975 et de Satterlund 1979 tableau VI 7 Moyennes horaires du 20 au 25 mai 2000 L quation de Brutsaert 1975 s crit Eac C e T 9 VI 18 ou le facteur C 1 24 L quation VI 18 est calcul e par int gration du facteur d mission de chaque tranche d atmosph re tenant compte des missions de la vapeur d eau et du dioxyde de carbone Les profils de temp rature et d humidit sont ceux de l atmosph re standard repr sentant un hypoth tique tat moyen annuel de l atmosph re aux latitudes temp r es paragraphe V 2 4 b Le coefficient de variation de la temp rature en degr s Kelvin tant faible le rapport de l cart type sur la moyenne est inf rieur 1 les variations du facteur d mission du ciel clair de 0 60 0 75 d pendent peu de la temp rature figure VI 16 Pour Tg proche de 273 K a peut tre estim selon a 0 449 Ce 247 MODELISATION DE LA FUSION 0 80 5 ge T 253 K 5 T 300 K gt 0 70 5 oO GS 0 65 S A ee 2 3 4 6 7 5 e hPa Figure VI 16 d pendance du facteur d mission de l atmosph re sans nuages Brutsaert 1975 selon la pression de vapeur pour T 253 K et T 300 K La formule de Br
43. Warren 1982 fait une revue compl te des propri t s optiques de la neige dont est tir e la plupart des r sultats suivants La glace est tr s faiblement absorbante dans l ultraviolet et le visible mais a de fortes bandes d absorption dans le proche infrarouge L accroissement du rayon des grains provoque une forte r duction de l alb do dans l infrarouge Puisque l indice de r fraction de l eau liquide est similaire celui de la glace la concentration d eau autour des grains a un effet similaire sur l alb do celui d un grossissement des grains Une rugosit de surface sup rieure 10 cm d amplitude est requise pour r duire l alb do dans le visible mais de bien plus petites irr gularit s peuvent affecter l alb do proche infrarouge Des concentrations en impuret s de quelques parts par million r duisent l alb do dans le visible L effet des impuret s d pend de la taille du grain de neige et de la composition de la taille et de la concentration des particules d impuret La r duction de l alb do est plus marqu e lorsque l impuret est l int rieur du grain qu l ext rieur Ainsi Chylek et al 1983 am liorent l accord du mod le de Warren et Wiscombe 1980 avec les mesures d alb do visible en introduisant une r partition al atoire de la position de l impuret par rapport au grain de neige alors que le mod le original consid rait l impuret l ext rieur
44. a meas true where 6 is the solar zenith angle is the slope of the surface and is the solar azimuth equal to 0 when the Sun is in the uphill direction of the slope All the angles are expressed in radians The first factor of the corrective term is the dominating factor and accounts for the projection of the incident irradiance onto the sloped surface Oke 1987 For large solar zenith angles the correction increases rapidly This equation was compared to measurements by Grenfell et al 1994 Every half hour the albedo was corrected by the arithmetic mean of the corrective factors cor of the surface elements included within a radius of 2 5 m around the sensors see circles in Figures 4a 4b The polar coordinates of the Sun were calculated according to Paltridge and Platt 1976 for every half hour 3 Results and Discussion At AWS1 and at AWS2 the uncorrected albedo measurements decreased from very high values in the morning to a minimum at the end of the afternoon Figures 3a 3b The decrease is more marked at AWS1 On each site the diurnal evolutions are remarkably parallel during the 22 clear sky days Figures 4a and 4b show the elevation lines surrounding the two sites AWS1 and AWS2 respectively Figures 4c and 4d show the histograms of the slopes The slopes were steeper at AWS1 than at AWS2 but remained low the mean slope at AWS1 and AWS2 was 7 8 and 3 2 respectively Table 1 The standard deviation of the sl
45. atmosph re ou clairement solaire extraterrestre aux quantit s absorb es r fl chies par l atmosph re et transmises d finissent les facteurs d absorption de r flexion et de transmission de l atmosph re respectivement Le tableau V 2 r sume les diff rents flux radiatifs intervenant dans l atmosph re La radiation solaire transmise par l atmosph re atteint la surface terrestre sous forme directe et diffuse La radiation solaire diffuse provient de la radiation qui a t diffus e par l atmosph re la radiation qui a subi de multiples r flexions entre la surface terrestre et l atmosph re la radiation qui a t r fl chie sur une autre surface d orientation et de pente diff rentes En pratique la radiation solaire diffuse est g n ralement consid r e comme isotrope En r alit la radiation diffuse est maximale dans les zones autour du disque solaire et dans les zones proches de l horizon Obled et Harder 1979 Par ciel clair la composante verticale du flux de densit diffus est un ordre de grandeur plus faible que la radiation solaire directe et ainsi l erreur est insignifiante Par ciel nuageux la radiation solaire est compos e presque enti rement de radiation diffuse et la diffusion multiple dans les nuages tend produire une radiation isotrope La radiation solaire qui arrive la surface terrestre sans tre diffus e ni absorb e est la radiation solaire directe La somme des radiations
46. avant 15 h figure V 20 c alors que la temp rature de l air varie peu restant sup rieure 0 C figure V 20 d La rapidit de l augmentation de l alb do lors des passages nuageux tend montrer qu elle est caus e par une modification du rayonnement solaire incident L effet des nuages semble ind pendant de l angle d incidence solaire relativement l angle effectif d un clairement purement diffus 50 figures V 20 a b et c Les nuages modifient donc l alb do essentiellement par enrichissement dans le visible de la radiation solaire paragraphe V 2 4 b De nombreux auteurs ont not que l effet spectral des nuages domine la modification de l angle d incidence solaire voir la revue de Warren 1982 Yamamouchi 1983 Konzelmann et Ohmura 1995 Les augmentations de l alb do par les nuages qui sont report es dans la litt rature sont de l ordre de 5 15 soit du m me ordre de grandeur que les observations sur le glacier du Zongo Se distinguant de la plupart des observations Hubley 1955 observe un effet des nuages qui d pend de l angle d incidence solaire Caroll et Fitch 1981 montrent que pour de forts angles de z nith solaire la modification de l angle d incidence par les nuages compense et m me d passe l effet spectral La raison en est que la d pendance de l alb do selon langle solaire est plus accentu e quand le soleil est bas Sur le glacier du Zongo l
47. c dant l arriv e des nuages Les nuages ont atteint le glacier vers 19 h causant une forte augmentation de RIV L volution du 19 novembre 1999 tait similaire mais les nuages sont arriv s sur le glacier avant le coucher du soleil entra nant une att nuation de la radiation solaire en fin d apr s midi figure VI 18 b Les calculs de l clairement atmosph rique selon l quation VI 18 avec C 1 15 s ajustent bien aux mesures par ciel clair et permettent de distinguer l mission des nuages figures VI 18 a et b Les calculs selon le facteur original C 1 24 surestiment la radiation atmosph rique d environ 10 L paisseur de la couche atmosph rique r duite haute altitude peut expliquer une faible valeur de C 249 MODELISATION DE LA FUSION Rlinc mesures Rlinc Brutsaert 1975 C 1 15 1 Rlinc Brutsaert 1975 C 1 24 ee et ee tee radiation globale 330 1600 330 1600 a b 310 310 T T aces 1200 E p 200 me L 1200 E E 270 270 2 250 250 z 800 800 9 8 230 230 xe c ie 210 2 210 2 amp amp 190 ie 190 He 170 170 150 0 150 rie JE j 0 0 00 6 00 12 00 18 00 0 00 0 00 6 00 12 00 18 00 0 00 heure locale heure locale Figure VI 18 comparaison entre les mesures de clairement de grande longueur d onde 5050 m
48. che le minimum diurne de l angle z nithal solaire vers 12h30 augmente du 24 mai au 7 juin de 37 3 39 3 En juin les flux d ouest ont entra n la formation de sastrugis s ries de cr tes allong es de neige durcie form es par un vent de direction constante d orientation ouest est atteignant quelques centim tres de 136 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE hauteur la fin des mesures La temp rature 16 cm de profondeur dans la neige n a pas d pass 10 C La surface tait plane l g rement inclin e vers l est Les mesures de la pente et de l orientation de la surface n ont pas t effectu es La figure V 17 montre les variations de l alb do au cours de six journ es de ciel clair Les mesures avec un angle de z nith solaire sup rieur 70 ont t limin es afin de s affranchir des fortes erreurs lorsque le soleil est bas L alb do de la neige froide suit une d croissance diurne similaire mais d amplitude moindre la neige fra che accentue les r flexions multiples aux d croissances de saison s che aux stations SMAI et SMA2 caus es par l inclinaison de la surface alors que les capteurs sont horizontaux paragraphe V 2 4 f Les d croissances diurnes sur Illimani sont de plus en plus marqu es vers le solstice d hiver austral mettant en vidence l effet de la pente accentu quand le soleil est bas sur la mesure d alb do figure V 17 1 00 0 9
49. contre l erreur due la couche chaude intervient plut t lorsque les changes turbulents sont r duits 198 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Les deux flux turbulents sont du m me ordre de grandeur mais g n ralement la perte d nergie en chaleur latente d passe l apport en chaleur sensible Le vent entra ne une corr lation n gative entre les deux flux Le gain en chaleur sensible tend 4 compenser les pertes en chaleur latente att nuant les influences du vent et de la rugosit de surface sur le bilan d nergie Le rapport H L d fini comme le rapport de Bowen est g n ralement n gatif et faible Ses variations sont mal connues en raison de la difficult d estimer le rapport entre les hauteurs de rugosit de temp rature et d humidit Les propri t s des masses d air aux chelles moyennes 1 10 km ont t peu tudi es dans le bassin versant du glacier du Zongo L examen des cycles annuels et nycth m raux de la direction et de la vitesse du vent en donne quelques caract ristiques L avantage d une telle approche par rapport aux mesures de microm t orologie entach es d une forte erreur est qu elle s int resse aux causes plut t qu aux effets Male et Granger 1981 Par ailleurs les propri t s des masses d air de moyenne chelle ont une plus grande repr sentativit spatiale que les variables m t orologiques de la couche de surface 199 ETUDE DES FLUX DU BILAN D
50. de calcul ont une grande incidence sur la fusion par effet de r troaction positive La fusion rapide des chutes de neige de saison des pluies entra ne une variation continuelle de la surface entre la glace et la neige causant des changements consid rables de l nergie solaire absorb e Cette caract ristique des glaciers tropicaux am ne a indexer l alb do selon la hauteur de neige quand elle est faible afin de rendre compte de la p n tration dans la neige du rayonnement solaire De m me l augmentation d alb do est consid r e proportionnelle l intensit de la chute de neige Les conditions de saison des pluies surface toujours en fusion et bilan d nergie domin par la radiation sont favorables la simulation de la fusion par le mod le de Hock 1998 N anmoins l examen de diff rentes variables de sorties telles que l alb do ou la position de la ligne de neige met en vidence deux biais oppos s du mod le e _l alb do de la neige tend tre surestim entra nant une sous estimation de la fusion L erreur peut provenir des param tres et ou de la mesure des pr cipitations Il serait int ressant de comparer les hauteurs de neige mesur es par la sonde ultrasons avec les mesures d un pluviom tre alcool install en f vrier 2002 proximit du glacier 308 CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES du Zongo programme PNRH Dynamique de la couverture neigeuse dans les Andes
51. e d une semaine densit de 420 20 kg m Lors des mesures de r flectances spectrales de juin 1999 la neige 111 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE tomb e trois jours auparavant densit de 300 20 kg m tait peu charg e en poussi res J 100 ppmw entra nant un alb do visible assez lev 0 82 0 02 Puisque les poussi res affectent le domaine spectral o la r flectance de la neige est maximale visible une faible quantit d impuret s peut entra ner une forte augmentation de la radiation solaire absorb e Tr s peu de mesures sont disponibles sur les effets des poussi res en surface du glacier du Zongo Il serait n cessaire de suivre les variations au cours de l ann e de la concentration i et de la nature 11 des poussi res dans la neige ou en surface de la glace i Peu de concentrations en poussi re des glaciers tropicaux ont t publi es Thompson et al 1979 mesurent des concentrations en poussi res variant de 1 9 ppmw sur la calotte glaciaire du Quelccaya G n ralement le contenu en poussi res est donn en concentration volum trique um par gramme d eau ou en nombre de particules par milli litre d chantillon ex Thompson et al 1998 Higushi et Nagoshi 1977 mesurent des concentrations de poussi res en surface d un champ de neige au Japon variant de 100 ppmw a 4000 ppmw au cours de la saison de fusion Kohshima et al 1993 montrent que sur les glaciers him
52. es respectivement selon la pente et l orientation et selon le facteur de vue du ciel de chaque maille du glacier Les fr quentes chutes de neige de saison des pluies sur la glace en fusion am nent calculer la d croissance de l alb do de neige selon deux param trisations une fonction exponentielle du temps simulant la d croissance de l alb do du n v pais et une polynomiale de la hauteur d eau quivalente du manteau neigeux lorsqu elle est faible et que la glace sous jacente acc l re la d croissance de l alb do De m me en raison de la p n tration du rayonnement solaire dans la neige l augmentation d alb do est consid r e proportionnelle l intensit de la chute de neige Les variations de l alb do de la glace sont n glig es car elles sont mal connues et ont une plus faible incidence sur le bilan radiatif que l alb do de la neige L clairement de grande longueur d onde RIV est calcul par ciel clair avec la formule de Brutsaert 1975 selon la temp rature et la pression de vapeur de l air proximit du sol L mission des nuages est index e selon une fonction lin aire de l att nuation atmosph rique du rayonnement solaire Les fortes erreurs au pas horaire ne pouvant pas tre r duites en raison des incertitudes sur la n bulosit l clairement RI est calcul au pas journalier Les variations saisonni res de RIV sont correctement simul es malgr une sous es
53. es lors des carottages 67 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE Tableau IV 3 comparaison des pluviom tre P4750 et P8 4750 m d altitude avec les carottages en zone d accumulation du glacier 1991 1999 Ann e P4750 P8 Carottage 5700 m Carottage 5600 m Carottage 5520 m mm d eau mm d eau mm d eau mm d eau mm d eau RER avi sepe Ari Sept avei Set 91 92 92 EN ERF SRELA BER A r sultats d un carottage au SIPRE en septembre 1995 moyenne de deux trois mesures le long de la courbe de niveau Bien que les ann es avec des carottages en avril et en septembre soient peu nombreuses il semble que le bilan d accumulation volue peu au cours de la saison s che sauf 5600 m en 1995 96 tableau IV 3 Il est tr s probable que comme en zone d ablation Pablation haute altitude soit tr s faible en saison s che Malheureusement la fusion haute altitude i e au dessus de 5200 m d altitude est mal connue Cette fusion faible par unit de surface mais concernant une grande superficie peut influer sur le d bit de fonte les ann es d ficitaires lorsque la ligne d quilibre remonte haut en altitude jusqu 5500 m En raison d une forte densit de la neige fra che et des faibles vitesses de vent le vent ne d place pas la neige au sol chapitre IV 2 1 Le principal facteur de variation de l accumulation est donc la pr cipitation Lorsque les nuages remontent le l
54. est de plusieurs ordres de grandeur plus efficace que la diffusion mol culaire Les transferts d nergie et de quantit de mouvement sont domin s par l coulement moyen dans le plan horizontal et par la turbulence sur la verticale Le vent moyen est 165 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE responsable d un transport horizontal tr s rapide ou advection de l ordre de plusieurs m s Le frottement cause une diminution de la vitesse moyenne vers le sol Les vitesses de vent verticales sont beaucoup plus faibles en g n ral de l ordre de quelques millim tres ou centim tres par seconde La turbulence surimpos e sur le vent moyen peut tre visualis e comme des tourbillons aux mouvements irr guliers appel es bouff es eddies qui se distinguent de l air environnant par une temp rature et une humidit diff rentes Dans la th orie de Prandtl la bouff e est constitu e d un ensemble de mol cules formant un certain volume qui se d place en bloc verticalement en transportant une certaine quantit d une grandeur qu elle conserve Puis une certain niveau elle perd son identit en r int grant l coulement moyen auquel elle c de la quantit de la grandeur transport e La chaleur sensible est prise d une surface chaude vers un air froid par des bouff es d air qui restituent leur chaleur l air quand elle se dissipe et se m lange lui Une mol cule d eau qui s vapore de la surface
55. et B B Fitzharris Reconstruction of mass balance variations for Franz Josef Glacier New Zeland 1913 1989 Arctic and Alpine Research 24 281 290 2001 Yamanouchi T Variations of Incident Solar Flux and Snow Albedo on the Solar Zenith Angle and Cloud Cover at Mizuho Station Antarctica Journal of the Meteorological society of Japan 61 6 879 893 1983 Yamanouchi T et S Kawaguchi Longwave radiation balance under a strong surface inversion in the katabatic wind zone Antarctica Journal of Geophysical Research 89 D7 11 771 11 778 1984 Yang D B E Goodison J Metcalfe P Louie E Elomaa H Clayton V Golubev T Gunther J Milkovic et M Lapin Compatibility evaluation of national precipitation gage measurements Journal of Geophysical Research 106 D2 1481 1491 2001 Zuo Z et J Oerlemans Modelling albedo and specific balance of the Greenland ice sheet calculations for the S ndre Stremfjord transect Journal of Glaciology 42 141 305 317 1996 Zuzel J F et L M Cox Relative importance of meteorological variables in snowmelt Water Resources Research 11 1 174 176 1975 333
56. ex Pouyaud 1996 Atmosph re libre 100 10007 Couche ext rieure 10 i Sous couche d inertie Couche de surface Sous couche dynamique Os oe Mono E co eee ee Sous couche d interface Lisse Rugueux Figure V 32 sch ma des sous couches constituant la couche limite atmosph rique d apr s Brutsaert 1982 h est l ordre de grandeur de la hauteur de rugosit de la surface Les hauteurs sont exprim es en m tres V 3 2 c Les interactions sur les glaciers La temp rature de l air au dessus des glaciers est g n ralement sup rieure la temp rature de la surface born e 0 C entra nant une stabilit de la couche limite o les 168 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE changes turbulents sont domin s par la convection forc e Deux types d interactions entre l air et la surface du glacier peuvent tre distingu s l une qualifi e de passive et l autre d active Lorsque de l air chaud est amen d une surface d couverte vers une surface de neige ou de glace il est refroidi c est l effet de bord leading edge ou fetch effect Dyers 1963 C est un mode passif d interaction car l influence dynamique du glacier modifie le champ de vent existant Geiger 1966 p 353 Le flux de chaleur sensible est fort sur les bords du glacier puis d croit de fa on exponentiell
57. introduction d un for age saisonnier de l nergie de fusion r v le l chec du mod le complet reproduire les variations du d bit en l absence de saisonnalit des variables climatiques d entr e On peut remarquer que l coulement de fonte est correctement reproduit par le mod le complet lorsque le calcul du flux turbulent de chaleur latente est r duit de 80 par un terme correctif ce qui annule l vaporation Cette correction est en accord avec les 34 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES conclusions de Francou et al 1995 qui estimaient que l vaporation est peu importante sur le glacier du Zongo Or Rigaudi re et al 1995b soup onnent que l nergie consomm e par l vaporation n est pas n gligeable en saison s che et notent qu en corrigeant le bilan radiatif ils pourraient viter une forte r duction du flux turbulent de chaleur latente Apr s calibration le mod le complet reproduit correctement le d bit de fonte N anmoins cette mod lisation produit peu de connaissance car la saisonnalit du d bit est forc e par des param tres en particulier chaque terme correctif des flux qui ne sont pas reli s des processus physiques Il est n cessaire d explorer la complexit des processus petites chelles afin d identifier les variables d entr e pertinentes dans le calcul de l ablation Ces remarques sur le travail de Rigaudi re et al
58. l volution des valeurs minimales de l clairement atmosph rique repr sente l mission de l atmosph re non nuageuse variant de quelques MJ m par jour selon l humidit et la temp rature de 152 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE l atmosph re RW est faible en raison de la faible paisseur atmosph rique le minimum est de 14 MJ m par jour au c ur de la saison s che Les variations de l clairement atmosph rique sont maximales jusqu une centaine de W m d un jour sur l autre lorsque des pisodes de mauvais temps forte humidit de l air et nuages surviennent dans l atmosph re de faible facteur d mission de saison s che L augmentation de RIV d pend aussi du type de nuage l augmentation est plus forte pour les cumulonimbus de basse altitude que pour les altostratus ou cirrostratus de haute altitude associ s aux perturbations d hiver Tableau V 5 moyennes mensuelles et annuelles des flux radiatifs de grande longueur d onde 5050 m SMA1 au cours de l ann e hydrologique 1999 2000 247 266 265 280 En raison de la faible paisseur de la couche atmosph rique les valeurs de RIV sont plus faibles que les clairements dans montagnes plus basses des moyennes latitudes entre 240 et 380 W m ex Greuell et al 1997 Olyphant 1986a A 1155 m d altitude sur la calotte groenlandaise Konzelmann et Ohmura 1995 observent des clairements atmosph r
59. le flux de conduction sous la surface est mal connu 266 MODELISATION DE LA FUSION pa a saison des pluies Ga a b saison s che 0 3 0 3 eb 0 O O P Cc Cc S 02 S 02 oO oO 0 1 0 1 0 0 300 200 100 0 100 200 300 300 200 100 0 100 200 300 S R W m2 S R W m2 Figure VI 26 histogramme des diff rences entre la fusion S et la radiation nette R entre 12 het 16 h 5150 m a montre les donn es du 1 novembre 1999 au 1 mai 2000 saison des pluies b montre les donn es du 30 juillet 1999 au 31 octobre 1999 et du 1 mai au 31 ao t 2000 saison s che 400 Tsurf gt 1 C 300 1 200 i lt 100 4 i Z 0 ne w 100 200 300 4 400 T T T T T T T T T T T gt o gt g 5 a oe 3 2 2 ee OO a3 gt F SP 4d T E A 8 o P MON A OR E R ee 7 Figure VI 27 diff rence entre la fusion S et la radiation nette R 5150 m entre 12h et 16 h du 30 juillet 1999 au 1 septembre 2000 La diff rence n est jamais nulle et les journ es sans mesures correspondent aux chutes de neige la densit de la neige est fix e 400 kg m La p riode o la temp rature de la surface tait sup rieure 1 C est signal e paragraphe V 2 5 c 267 MODELISATION
60. n ralement pas plane Nous examinons l influence sur les mesures d alb do des combinaisons d inclinaison et d orientations li es aux irr gularit s de surface sur deux sites du glacier du Zongo en Bolivie La distribution des inclinaisons et des orientations de la surface utilis e pour corriger les mesures d alb do est d termin e par mesures topographiques Les corrections sont diff rentes sur les deux sites mais r sultent en des volutions similaires de l alb do les fortes d croissances observ es du matin jusqu au soir taient des artefacts de mesure M me pour de faibles pentes une erreur de quelques degr s sur l estimation de l inclinaison ou d une dizaine de degr s sur l estimation de l orientation a une incidence sur les corrections Si la topographie autour du site de mesure n est pas connue avec pr cision la m thode la plus s re pour d terminer l alb do journalier est d observer les mesures autour du midi solaire Les variations diurnes de l alb do corrig sont faibles et sym triques centr e sur un minimum au midi solaire En saison s che hiver austral les fluctuations diurnes de l alb do de la neige sur le glacier du Zongo semblent contr l es par le cycle de l angle d incidence de la radiation solaire 121 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Clear sky albedo measurements on a sloping glacier surface A case study in the Bolivian Andes Jean Emmanuel Sicart a
61. ne sont pas connus avec pr cision lorsque la surface est recouverte de neige car sa densit n est pas mesur e syst matiquement L int gration des mesures l ensemble de la zone d ablation se fait par le calcul des moyennes des mergences des balises regroup es par 23 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES tranche d altitude de 100 m de d nivel figure II 7 Sicart et al 1998 Les bilans des zones sans balises a cause de s racs entre 5200 et 5400 m d altitude sont interpol s lin airement En zone d accumulation deux a cing carottages dans le n v sont effectu s chaque ann e la pelle entre 5500 et 5700 m d altitude Le bilan proximit du front du glacier est de l ordre de 7 m d eau par an alors qu en zone d accumulation le bilan est de l ordre de 1 m d eau par an figure III 7 6000 5800 5600 5400 altitude m 5200 5000 ce a A COS ES GE EE 8000 6000 4000 2000 0 2000 bilan de masse mm d eau par an Figure III 7 Bilan de masse annuel en fonction de l altitude pour 7 ann es de mesures 1991 1998 L altitude de la ligne d quilibre est d termin e graphiquement chaque ann e a partir de la courbe du bilan selon l altitude Ce n est qu un sch ma car la ligne d quilibre ne suit en g n ral pas une courbe de niveau En conditions d quilibre l altitude de la ligne d quilibre
62. onde atmosph rique ou celle mise par la surface dans tout un h misph re La r alisation des pyrg om tres ne diff re de celle des pyranom tres que par le remplacement de la coupelle en verre par une coupelle ne laissant passer que l infrarouge thermique e Des bilanm tres ou pyrradiometres diff rentiels ils mesurent l ensemble des rayonnements de courte et de grande longueurs d onde arrivant sur un plan radiation nette Cet instrument poss de deux surfaces r ceptrices d orientations oppos es dont l cart de temp rature est proportionnel la diff rence entre les flux de rayonnement ascendant et descendant Le pourcentage Fa de la radiation mesur e par un capteur h misph rique dirig vers le bas situ la hauteur z provient d un disque au sol de rayon a avec Schwerdtfeger 1976 pe V 7 a z Sur le glacier les capteurs plac s un m tre du sol re oivent 90 de leur signal d un disque au sol de 3 m de rayon 85 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 2 3 La mesure directe de la radiation nette V 2 3 a Introduction Les bilanm tres ne sont pas r guli rement utilis s dans les r seaux de mesures m t orologiques car ils ne sont pas consid r s comme des capteurs tr s fiables Ainsi des exp riences du programme International Satellite Land Surface Climatology Project ont mis en vidence des carts entre diff rents capteurs de l ordre de 10 15 en journ e et
63. rifier que dans les contr es pluvieuses froides et inhospitali res les gens sont tr s accueillants Merci donc aux chercheurs et aux th sards du laboratoire en particulier pour le super crash pad sans oublier Val rie et Nadine pour leur disponibilit et Maya pour son courage a s attaquer aux multiples probl mes informatiques Un grand merci toute l quipe GREAT ICE pour m avoir accompagn si longtemps Merci aux bernard s Pouyaud et Francou pour leur tr s chaleureux accueil en Bolivie et leur aide constante merci Robert Jean Marc Etienne Mayu Yves Thomas Edson pour l important travail de terrain effectu toujours dans la bonne humeur merci a Patrick pour son enthousiasme son soutien et sa relecture attentive de cette th se Sans oublier Jean Pilou sans qui aucune mesure n aurait t possible et dont le calme fut utile temp rer la fougue d un jeune th sard Merci aussi Michel et Simone Servant pour une tr s agr able et instructive visite g ologique du sud de la Bolivie Merci chacun des membres du jury pour avoir bien voulu lire et critiquer ce lourd ouvrage En particulier merci Michel Vallon pour s tre tant int ress mon travail et pour ces longues discussions dois je dire monologues sur des th mes aussi vari s que l histoire de la science en Chine les causes de la disparition des colons scandinaves install s au Groenland d vor s ou morts de faim ou l influe
64. surface supposent une couche de surface o les changes sont uniquement verticaux Or l hypoth se d homog n it horizontale de la couche de surface peut tre mal adapt e certaines conditions sur le glacier Ainsi en journ e l advection d air chaud de la vall e r duit fortement fait dispara tre la couche de surface dans les r gions basses du glacier La temp rature de l air est alors davantage li e aux processus lat raux qu aux flux en surface Le vent de montagne est fr quent sur le glacier surtout en saison s che mais son influence sur la temp rature est mal connue paragraphe V 3 4 Greuell et B hm 1998 d crivent la temp rature de l air par vent de glacier comme le r sultat d un quilibre entre le r chauffement par compression adiabatique et le refroidissement au contact du glacier Lorsque la pente est forte la compression adiabatique domine le refroidissement et inversement dans les zones planes Ainsi comme cela a t voqu dans le paragraphe V 3 5 l tude des masses d air d chelle moyenne 1 10 km encore peu abord e sur le glacier du Zongo peut apporter des informations compl mentaires aux mesures de microm t orologie Les mod les degr jour supposent une relation de proportionnalit entre la fusion et la temp rature ou la somme des temp ratures positives impliquant des faibles variations des contributions la fusion de chacun des flux d nergie y co
65. ter les estimations des gradients de temp rature sous la surface il est n cessaire de mesurer la profondeur z de la couche superficielle o s effectuent les transferts d nergie quation II 5 p 9 04 0 3 0 2 fr quence 0 1 i 60 40 20 0 20 AQs W m Figure VI 46 variations de l nergie interne de la couche sous la surface AQs d duite de l quation VI 36 Valeurs horaires entre minuit et 5 h du matin de mai ao t 2000 615 valeurs e Effets sur le d bit Afin de quantifier l effet sur le d bit du refroidissement nocturne du glacier la fusion diurne est retard e dans le mod le jusqu ce que le stock de froid ait t compens paragraphe VI 3 2 Int grant les effets de la conduction sous la surface la temp rature de la surface ne peut pas tre correctement calcul e par le mod le L analyse des relations entre la temp rature de la surface et la temp rature de air permettrait peut tre d indexer 293 MODELISATION DE LA FUSION RIT selon la temp rature de l air Ici le d bit est simul sur la p riode sim2 avec les flux RW et RIT mesur s 5050 m D s le mois d avril lorsque les pr cipitations r guli res de saison des pluies se terminent figure VI 28 d et que les nuages sont moins fr quents figure V 23 la couche sous la surface se refroidit dans la nuit et l nergie conso
66. tres de hauteur La hauteur du maximum est reli e l paisseur de la couche 191 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE de surface et au coefficient de diffusion turbulente ex Kuhn 1978 Bien que cette hauteur soit un param tre important elle n est pas connue sur le glacier La justification de Wagnon 1999 p 29 pour calculer les flux nocturnes par la m thode des profils entre les deux hauteurs de mesure de SMA2 est que le vent est toujours plus fort 180 cm u2 qu 30 cm u en moyenne journali re Or l argument ne tient pas si la diff rence est faible car un gradient positif u gt u peut tre caus par un maximum de vent entre les deux niveaux On peut conclure sur la position du maximum de vent uniquement si la diff rence est n gative uz lt u Par ailleurs les valeurs moyennes sur 24 h ne rendent pas compte du contraste entre les vents diurne et nocturne On examine les histogrammes des diff rences de vitesse de vent entre les deux hauteurs de mesure de la station SMA2 au cours de l ann e 1999 2000 figure V 40 Le gradient du vent obtenu tait en moyenne de 0 22 m s m cart type de 0 30 m s m similaire pour les mesures diurnes et nocturnes La surface n a pas t recouverte de p nitents augmentant fortement la rugosit et la diff rence de vitesse de vent est rest e faible g n ralement inf rieure 1 m s m figure V 40
67. un alb do de neige fondante figure V 9 Les mesures d alb do de la neige sont regroup es autour de l alb do moyen annuel de 0 69 figure V 10 Les alb dos de la glace forment un nuage de points autour de la valeur 0 3 figure V 10 La glace sale cause les plus faibles alb dos de l ordre de 0 2 0 15 o 0 10 O jx o _ 5 D 0 05 0 00 2000 SCOO0SCO p MB BB O1 DN O A NY BW alb do Figure V 9 histogramme des alb dos demi horaires la SMA2 au cours de l ann e 1998 99 On n observe pas de transition progressive entre la neige et la glace qui repr sentent deux modes distincts de valeurs d alb do figures V 9 et V 10 Lorsque la couche de neige est fine quelques centim tres le rayonnement solaire p n tre jusqu la glace entra nant une baisse de l alb do ce qui accentue la fusion et augmente la vitesse de disparition de la neige paragraphe V 2 4 b Puisque les chutes de neige sont concentr es 106 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE en saison de fusion les faibles chutes de neige fondent rapidement alors que les chutes de neige importantes entra nent une augmentation brutale de l alb do a des valeurs sup rieures 0 5 figure V 8 b Des mesures proches du front du glacier o la glace
68. 0 C Le mod le peut tre appliqu au pas horaire ou journalier Le mod le degr jour est un mod le statistique qui n apporte pas d explication des processus et ne distingue pas les causes des effets la temp rature de l air est en fait plus une cons quence des flux qu une cause Ces mod les ont t utilis s dans des climats tr s vari s dans les Alpes ex Braun et al 1994 au Groenland ex Braithwaite 1995b en Su de ex Hock 1999 en Finlande Kuusisto 1980 en Antarctique ex Morris 1999 au N pal ex Braun et al 1993 en Inde ex Singh et Kumar 1996 en Nouvelle Z lande Woo et Fitsharris 1992 Ils ont t utilis s pour quantifier la sensibilit des bilans de masse glaciaires aux changements climatiques aux hautes latitudes ex Johannesson et al 1995 Laumann et Reeh 1993 et pour 37 glaciers r partis dans le monde Braithwaite et Zhang 1999 Les facteurs de fonte F varient de 0 7 13 8 mm d eau par degr et par jour Singh et Singh 2001 p 259 refl tant une grande vari t des relations entre la temp rature et le bilan d nergie Il est important d examiner les sp cificit s des relations entre la temp rature et les flux d nergie sur les glaciers tropicaux car le mod le degr jour est appliqu dans tous les climats Ce chapitre s int resse aux facteurs qui contr lent la temp rature de l air en surface du glacier du Zongo l accent
69. 0 92 0 82 0 73 1 11 c Ordonn es l origine mm b P est selon les colonnes et P est selon les lignes Py Px P1 P2 P3 P4 P5 P8 P4750 Pg0 5150 m 5 15 1 2 5 34 18 P4830 4830 m 12 2 28 20 30 32 32 Comparaisons sur 8 mois tableau IV 2 Pg0 et P4830 sont mieux corr l s avec les pluviom tres totalisateurs qu avec P4750 en raison des perturbations sur les mesures de P4750 tableau IV 2 a Le pluviom tre Pg0 sur le glacier et donc l abri du vent 63 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE enregistre entre 10 et 25 de plus de pr cipitations que les pluviom tres totalisateurs sur les moraines qui sont expos s au vent tableau IV 2 b P8 enregistre de plus fortes pr cipitations que Pg0 car les pr cipitations 4750 m d altitude sont le plus souvent sous forme liquide alors que c est de la neige qui tombe sur le glacier P4830 re oit moins de pr cipitations que les pluviom tres totalisateurs car le d ficit d au vent est accentu sur les faibles surfaces de captation et car les chutes de gr sil 4830 m d altitude remplissent fr quemment P4830 qui n est pas chauff Caballero 2001 Les fortes valeurs des ordonn es l origine des r gressions avec P4830 sont inexpliqu es tableau IV 2 c e Remarques de conclusion La comparaison d taill e des diff rents pluviom tres montre que les mesures des pluviom tres P4750 et P
70. 01 17 01 26 01 04 02 Figure VI 29 d bit mesur trait continu et calcul tirets du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 L alb do est calcul selon 5 cartes de la position de la ligne de neige trac es d apr s les observations fl ches 271 MODELISATION DE LA FUSION Le d bit de fonte de saison des pluies est donc tr s sensible aux variations d alb do En raison des variations continuelles de la position de la ligne de neige l alb do doit tre calcul par le mod le a chaque pas de temps et en chaque maille du glacier VI 3 8 a 2 Calculs de l alb do simulation de r f rence La figure VI 30 compare les mesures du d bit avec la simulation compl te repr sentant la d croissance de l alb do de la neige par les deux formules cal es sur l ann e 1998 1999 quations VI 11 et VI 15 paragraphe VI 3 4 b Les options de calcul et le jeu de param tres de cette simulation d finissent une r f rence laquelle seront compar s les r sultats de diff rentes m thodes de calcul Le calcul de l alb do permet une nette am lioration de l accord avec le d bit mesur figure VI 30 a En cumul sur la p riode siml le mod le produit un peu trop d eau mais l exc s de 15 est faible de l ordre de grandeur de la pr cision de la mesure du limnigraphe 4830 m En fait les erreurs tendent se compenser et le d saccord avec la mesure peut tre tr s fort cert
71. 05 27 05 Figure V 24 valeurs demi horaires de la temp rature de surface graphe du bas et de la radiation solaire globale graphe du haut 5050 m du 20 au 26 mai 2000 La temp rature de la surface est d duite de l mission de la surface RIT selon l quation V 3 courbe en gras Les courbes en trait fin repr sentent les temp ratures d duites de RIT corrig e de 1 2 et de 2 5 de la radiation globale de haut en bas respectivement L exc s de l existence radiative de la surface est donc essentiellement caus par les perturbations de la radiation solaire La correction du pyrg om tre par 2 5 de la radiation globale est trop forte alors que le facteur 1 2 est plus appropri figure V 24 150 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE La perturbation de la radiation solaire est moins forte pour le pyrg om tre orient vers la surface que pour celui orient vers le ciel La neige fra che fortement r fl chissante tend a diminuer la diff rence de perturbations entre les deux instruments Le facteur de correction du pyrg om tre orient vers le bas d pend donc aussi de l alb do Finalement on choisit de corriger les mesures de RIV par 2 de la radiation globale Deux m thodes de corrections de RIT sont possibles borner l mission de la surface 0 C ou la corriger selon la radiation solaire Ces deux m thodes sont en fait quivalentes car la temp rature de la surface en zone d ablation atteint 0
72. 1995b rappellent que le mod le comprenant de nombreux param tres peut tre valid par le d bit qui int gre les processus de fusion sur l ensemble du glacier sans que les hypoth ses ni les param trisations ne soient valid es est ce pour une bonne raison que le mod le donne un bon r sultat Le probl me est ind termin Les h sitations sur le calcul de l vaporation qui selon Wagnon 1999 est une variable cl des variations du d bit sont r v latrices de cette difficult de la mod lisation 1 5 2 b La th se de Wagnon 1999 A la suite de l tude de Rigaudi re et al 1995b Wagnon 1999 a entrepris une tude du bilan d nergie sur le glacier du Zongo 5150 m SMA2 L accent fut port sur les flux turbulents e M thode Le bilan radiatif est directement mesur par un bilanm tre non ventil Campbell Q6 Les changes de chaleur par conduction avec les couches de glace ou de neige profondes ne sont pas calcul s car le glacier est isotherme et la vague de froid hivernale est effac e en saison chaude Tout au long de l ann e l nergie apport e par les pr cipitations est n gligeable par rapport aux autres flux Les flux turbulents de chaleur sensible et latente sont calcul s la nuit par la m thode des profils chapitre V 3 2 entre deux niveaux de mesure a 30 et 180 cm La temp rature et l humidit de l air sont mesur es par des psychrom tres ventil s En journ e la m
73. 30 cm et hautes Tg haut 180 cm sur le glacier et de la temp rature hors du glacier T4750 Les moyennes et cart types des variables sont galement montr s Les corr lations du tableau VI 1 sont sur deux ans et demi Les corr lations du tableau VI 2 sont sur la saison des pluies 1997 98 5 mois Du 29 mars 1996 au 31 ao t 1998 la radiation nette repr sente environ 80 de l apport d nergie en surface du glacier 5150 m le reste tant apport par le flux de chaleur sensible tableau VI 1 En saison des pluies la part de la radiation nette augmente jusqu a 89 tableau VI 2 En moyenne sur toute la p riode la sublimation compense environ la moiti de l apport radiatif tableau VI 1 Sur les deux ann es H explique environ 25 des variations de L tableau VI 1 La radiation est tr s peu corr l e aux flux turbulents Chacun des flux turbulents n explique que moins de 10 de la variance de B 210 MODELISATION DE LA FUSION Les coefficients de corr lation entre les diff rentes temp ratures varient de 0 62 a 0 88 l cart expliqu par les r gressions lin aires est inf rieur 77 Les cart types des variations de temp rature sont similaires sur et hors du glacier alors que l on pourrait s attendre ce que le glacier born 0 C r duise l amplitude thermique Tableau VI I matrice des coefficients de corr lation du 29 mars 1996 au 31 ao t 1998 792 donn e
74. 5 b Pr cision de la mesure La mesure de la radiation de grande longueur d onde est g n ralement associ e une pr cision de l ordre de 5 10 ex Olyphant 1986 Wendler et al 1988 Guyot 1991 p 93 Konzelmann et al 1994 Kipp amp Zonen 1995 Aux sources d erreurs communes toutes les mesures de la radiation voqu es dans le chapitre V 1 s ajoutent pour les pyrg om tres des erreurs li es aux interf rences de la radiation solaire Elles sont dues aux changes de radiation de grande longueur d onde et de chaleur sensible entre le capteur et la coupelle et dans une moindre mesure la transmission de la radiation solaire travers la coupelle Enz et al 1975 Halldin et Lindroth 1992 Le pyrg om tre peut tre maintenu l abri de la radiation solaire par un cran annulaire ex Yamamouchi et Kawaguchi 1984 Konzelmann et Ohmura 1995 Afin d viter l ajustement en continu de l cran la position du soleil Philipona et al 1995 utilisent un cran fixe au sud du capteur projetant une ombre uniforme au midi solaire quel que soit le z nith solaire lorsque la perturbation est maximale N anmoins l mission de l cran peut perturber les mesures Enz et al 1975 Les corrections des mesures sans cran consid rent g n ralement que l erreur est proportionnelle la radiation solaire globale La correction propos e par Halldin et Lindroth 1992 diminue lin airement d
75. 6L CL 6S cO LO ZO LL Figure V 8 a montre les variations de la distance entre la surface et la sonde a ultrason histogrammes b et c montrent respectivement l alb do et le bilan radiatif de courte longueur d onde Moyennes journali res a la SMA2 5150 m de septembre 1998 a ao t 1999 L alb do est calcul entre 9h et 15h30 heures locales afin d liminer les effets d ombre du relief 105 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE D avril ao t la d croissance progressive de l alb do jusqu une valeur de 0 55 correspondant au n v fut interrompue par quelques chutes de neige figure V 8 b En saison s che hiver austral l augmentation de l nergie solaire absorb e Rc caus e par la baisse de l alb do de la neige transform e tait en partie compens e par la diminution de la radiation solaire extraterrestre L histogramme des valeurs d alb do montrent qu au moins 15 des mesures demi horaires de l ann e 1998 99 taient fausses car sup rieures 1 figure V 9 Ces erreurs sont dues au d p t de neige par les pr cipitations sur le pyranom tre orient vers le ciel L alb do de la neige fra che est difficile estimer car les fortes valeurs d alb do correspondant des p riodes de pr cipitations peuvent tre biais es Au cours de l ann e 1998 99 plus des deux tiers des valeurs demi horaires d alb do 5150 m taient sup rieurs 0 6 correspondant
76. 80 200 k c 0o 2 4 6 8 410 u m s me u m s Figure V 42 flux turbulents de chaleur sensible H et de chaleur latente L selon la temp rature T la pression de vapeur e et la vitesse du vent u Moyennes journali res de la SMAI 5050 m pour l ann e 1999 2000 a b c montrent H carr s blancs et L points noirs selon T e et u respectivement d e f montrent la somme H L selon T e et u respectivement 195 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE G n ralement le flux de chaleur sensible est positif alors que le flux de chaleur latente est n gatif sublimation figures V 42 a b c Les valeurs maximales du flux de chaleur sensible sont de l ordre de 100 W m soit 8 6 MJ m par jour Le flux de chaleur latente atteint jusqu 200 W m soit 17 3 MJ m par jour Aucune relation n apparait avec la temp rature figure V 42 a tableau V 8 Les deux flux H et L augmentent en intensit lorsque l humidit diminue figure V 42 b et lorsque la vitesse du vent augmente figure V 42 c tableau V 8 Le flux de chaleur latente domine le bilan des flux turbulents H L qui est g n ralement n gatif Le bilan H L tend a diminuer quand Vhumidit diminue et quand la vitesse du vent augmente figures V 42 e f Les flux turbulents repr sentent toujours une perte d nergie quand le vent d passe 4 m s Au pas horaire la d pendance du bilan des flux turbu
77. B MEVIS Figure IL I carte du bassin versant du glacier du Zongo et de son dispositif de mesure 14 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES ouest amp sud Q M n est 0 nord 0 1000 m Figure III 2 carte des orientations de la pente des mailles 20 x 20 m du glacier du Zongo Tableau III I superficies du glacier du Zongo et de son bassin versant Superficie km Superficie horizontale km Bassin versant 3 66 3 17 Glacier 2 39 2 15 de glacier 65 68 projection sur le plan horizontal La figure IIL3 repr sente la courbe hypsom trique du glacier selon dix classes de d nivel Un maximum de la courbe correspond un replat un minimum un ressaut Le glacier a pour pente moyenne 22 5 Il s coule du sommet sud du Huayna Potosi 6000 m par une pente raide de plus de 40 figure II 4 Plus bas la zone d accumulation est constitu e d une zone de faible pente repr sent e par les fortes valeurs de la courbe hypsom trique entre 5300 et 5700 m Une chute de s racs entre 5400 et 5300 m d bouche sur le long replat de la zone d ablation figure II 4 Ce replat marque le changement d orientation du glacier du sud vers le sud est figure II 2 et est interrompu vers 5000 m par une deuxi me chute de s racs Le glacier du Zongo peut tre consid r comme un glacier de pente et de vall e car il couvre une pente assez uniforme d une montagn
78. BILAN D ENERGIE pyranom tres CM3 et les pyrg ometres CG3 tableau I 4 L ensemble des quatre capteurs d finit le bilanm tre CNR1 Kipp amp Zonen 1995 Un bon accord a t observ entre les pyranom tres CM3 et des pyranom tres SKY SP1110 diff rence de l ordre de 5 en valeurs demi horaires chapitre V 2 4 Les pyrg om tres CG3 tendent a surestimer la radiation de grande longueur d onde par journ e de beau temps mais cet effet peut tre corrig et une pr cision de l ordre de 10 peut tre obtenue en moyennes demi horaires chapitre V 2 5 Les calibrations des mesures des flux radiatifs s par ment permet de contr ler la pr cision du bilanm tre CNR1 On consid re que l erreur sur la somme des mesures de chaque terme du bilan radiatif est inf rieure l erreur sur la mesure directe par un bilanm tre ex Yamamouchi et Kawaguchi 1984 Konzelmann et Ohmura 1995 Les mesures de Rev Re RW et RIT par les instruments CG3 et CM3 constituant le CNR1 repr sentent une r f rence a laquelle sont compar s les bilanm tres Q7 et NR lite Malheureusement le NR lite n a pas t directement compar au CNRI Le bilanm tre NR lite 0 2 lt 2X lt 100 um est construit par Kipp amp Zonen Cet instrument est robuste de maintenance facile mais l absence de d me de protection le rend sensible a la vitesse du vent Campbell Scientific 1998 Afin de compenser les pertes de chaleur du capteur du
79. DE LA FUSION VI 3 8 Simulation du d bit de fonte Le d bit de fonte du glacier a t simul sur deux p riodes de l ann e hydrologique 1999 2000 du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 et du 12 f vrier au 30 juillet 2000 sim2 figure VI 28 a Ces p riodes ont t choisies en tenant compte de l objectif d expliquer la d croissance du d bit de la saison des pluies la saison s che de la disponibilit des mesures de la station SMA1 install e en juillet 1999 qui sont les donn es climatiques d entr e du mod le Une semaine de lacunes du 3 au 10 f vrier 2000 oblige consid rer s par ment les deux p riodes sim1 et sim2 des lacunes des mesures du d bit du 15 octobre au 26 novembre 1999 figure VI 28 a Les variations de la surface du glacier d couverte de neige ont t d termin es partir des photographies et des observations lors des visites sur le terrain figure VI 28 b Les observations sont g n ralement en accord avec les mesures d alb do des stations m t orologiques l exception de trois journ es le 7 d cembre le 25 mai et 1 juin A ces dates les observations reportent de la glace jusqu 5100 m d altitude alors que la station SMA1 5050 m mesure un alb do de neige figure VI 28 c Le d saccord provient du fait que la ligne de neige ne suit pas une courbe de niveau mais est toujours plus basse en rive gauche o se trouve SMA1 qu en ri
80. Dozier J et J Frew Rapid calculation of terrain parameters for radiation modeling from digital elevation data IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing 28 5 963 969 1990 315 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Duguay C R Radiation modeling in mountainous terrain review and status Mountain Research and Development 13 4 339 357 1993 Durot K Mod lisation hydrologique distribu e du bassin versant nivo pluvial de Sarennes Validation des donn es d entr es et d velopement d un module de fonte nivale sous for t th se de doctorat Laboratoire d Etude des Transferts en Hydrologie et Environnement UJF 332 pp 1999 Duynkerke P et M Van den Broeke Surface energy balance and katabatic flow over glacier and tundra during GIMEX 91 Global Planetary Change 9 1 2 17 28 1994 Dyer A J The adjustment of profiles and eddy fluxes Quarterly Journal of the Royal Meteorological Societ 89 276 280 1963 Dyer A J A review of flux profile relationships Boundary Layer Meteorology 7 363 372 1974 Ellingson R G J Ellis et S Fels The Intercomparison of Radiation codes Used in Climate Models Long Wave Results Journal of Geophysical Research 96 D5 8929 8953 1991 Enz J W J C Klink et D G Baker Solar radiation effects on pyrgeometer performance Journal of Applied Meteorology 14 1297 1302 1975 Escher Vetter H Energy balance calculations from five years meteorological record
81. Estimating the spatial distribution of snow in mountain basins using remote sensing and energy balance modeling Water Resources Research 34 5 1275 1285 1998 Clouet J Mesures pluviom triques et glaciologiques sur le glacier Zongo Bolivie m moire de maitrise Universit Paris VII 19 pp 2001 Cogley J G et W P Adams Mass balance of glaciers other than ice sheets Journal of Glaciology 44 147 315 325 1998 Colbeck S C A theory of water percolation in snow Journal of Glaciology 11 63 369 385 1972 314 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Colbeck S C An overview of seasonal snow metamorphism Reviews of Geophysics and Space Physics 20 1 45 61 1982 Collares Pereira M et A Rabl The average distribution of solar radiation_correlations between diffuse and hemispherical and between daily and hourly insolation values Solar Energy 22 155 164 1979 Conturie L Acoustique appliqu e 1 ed 239 pp Eyrolles Paris 1954 Cornway H A Gades et C F Raymond Albedo of dirty snow during conditions of melt Water Resources Research 32 6 1713 1718 1996 Crawford T M et C E Duchon An Improved Parametrization for Estimating Atmospheric Emissivity for Use in Calculating Daytime Downwelling Longwave Radiation Journal of Applied Meteorology 38 474 480 1999 Culf A D et J H C Gash Longwave radiation from clear skies in Niger A comparison of observations with simple formulas
82. Halberstam I et J P Schieldge Anomalous behaviour of the atmospheric surface layer over a melting snowpack Journal of Applied Meteorology 20 255 265 1981 Halldin S et A Lindroth Errors in net radiometry comparison and evaluation of six radiometer designs Journal of Atmospheric and Oceanic Technology 9 762 783 1992 Hardy D R M Vuille C Braun F Keimig et R S Bradley Annual and Daily Meteorological Cycles at High Altitude on a Tropical Mountain Bulletin of the American Meteorological Society 79 9 1899 1913 1998 Harris R E et A C Carder Rain and snow gauge comparisons Canadian Journal of Earth Sciences 11 557 564 1974 318 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Hastenrath S Rainfall distribution and regime in central America Arch Meteorol Geophys Bioklimatol Ser B 15 201 241 1967 Hastenrath S Heat budget measurements on the Quelccaya Ice Cap Peruvian Andes Journal of Glaciology 20 82 85 97 1978 Hastenrath S et J K Patnaik Radiation measurements at Lewis Glacier Mount Kenya Kenya Journal of Glaciology 25 93 439 444 1980 Hastenrath S The glaciation of the Equatorian Andes 1 1981 ed 166 pp Balkema Rotterdam Hastenrath S The glaciers of Equatorial East Africa 1 ed 353 pp Reidel Publishing Company Dordrecht 1984 Hastenrath S et P D Kruss The role of radiation geometry in the climate response of Mount Kenya s glaciers part II slopi
83. Hell La E LT Ap ELA 100 4 7200 e ta ee 8 10 12 14 16 18 20 22 24 jour de juillet 600 b 1200 500 1 hot T g 400 I I I 800 300 HN oh ho 2 5 200 ON ON Ni 1 0 L400 2 D Op dt A jt eS 2 ll in o 100 Vy yy 5 x l dd k 0 4 Z y na ea LI Eg 5 100 200 otras i ai eee 8 9 10 11 12 13 14 15 jour de septembre Figure V 1 radiation nette selon Q7 trait continu et radiation solaire globale tirets mesur es par la SMA2 5150 m Moyennes demi horaires du 8 au 24 juillet a et du 8 au 15 septembre b 1999 Comparaison entre Q7 et CNRI Les figures V 2 a b c et d montrent la diff rence des mesures entre Q7 et CNRI selon diff rentes variables m t orologiques Les diff rences comprises entre 50 et 100 W m sont maximales en milieu de journ e a Le signal de Q7 est le plus souvent sup rieur CNR1 sauf lors de courtes p riodes en fin de matin e Les moyennes et les cart types des diff rences Q7 CNRI la journ e la nuit ou sur la p riode totale 10 20 W m tableau V 3 sont du m me ordre de grandeur que les comparaisons d un Q4 avec une r f rence par Halldin et Lindroth 1992 Aucune relation n appara t entre les diff rences des bilanm tres et la vitesse du vent b Les 91 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE carts tendent diminuer lorsque l humidit relative es
84. L alb do de la neige tend tre surestim par le mod le Les erreurs peuvent provenir des param tres mais aussi de la mesure des chutes de neige un pas de temps horaire L alb do est particuli rement difficile simuler lorsque la glace est recouverte sporadiquement par des faibles chutes de neige Le biais sur l alb do entra nant une couverture de neige trop importante est compens par un biais oppos li aux hypoth ses du mod le qui calcule uniquement les flux de masse et d nergie en surface Les processus de r tention par capillarit et de regel de l eau de fusion dans le n v ne sont pas simul s entra nant un d bit de base trop fort Des mesures sur le glacier tra ages en zone de n v comparaisons entre des carottages de saison des pluies et de saison s che sont n cessaires pour quantifier la fusion en zone de n v Les incertitudes de mod lisation sont fortes en saison s che La surface ne peut plus tre consid r e en r gime permanent de fusion cause des cycles nycth m raux marqu s d accumulation et de compensation des frigories sous la surface Les flux turbulents mal connus sont plus importants qu en saison des pluies Le bilan d nergie est de faible intensit fluctuant entre des valeurs n gatives et positives suite aux variations d alb do et de n bulosit Les erreurs de calcul sont consid rables en valeurs relatives le signe m me du bilan pouvant
85. O O O O O oO Say cadet See Pe ele gt Pe RS AQ NT pe ON OQ ym o Lo N O y mM LO N oO oO gt y oO mois ann e Figure V 41 moyennes mensuelles de la vitesse du vent 5050 m SMA1 5150 m SMA2 et 5550 m SMA3 de septembre 1998 ao t 2000 Les mesures 180 cm de hauteur de SMA2 ont t extrapol es 250 cm par un profil logarithmique V 3 4 4 Relations entre les flux et les variables m t orologiques On examine la d pendance des flux turbulents selon la temp rature la pression de vapeur et la vitesse du vent en moyennes journali res sur l ann e 1999 2000 figure V 42 Le tableau V 8 montre la matrice des coefficients de corr lation lin aire entre les variables m t orologiques et les flux Les flux ont t calcul s par la bulk m thode la SMA1 5050 m en estimant le param tre Zo Zor Zo Selon la m thode de Wagnon 1999 paragraphe V 3 4 La temp rature de surface provient des mesures du pyrg om tre orient vers le bas pr cision 1 C chapitre V 2 5 194 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 200 40 H 100 7 T _ x OE di 40 a z 100 H L a 200 300 ry Ty Ty tty a 6 4 2 0 2 4 6 200 T C 100 1 whe z 100 E 7 TE 80 200 b 0 2 4 6 8 200 e hPa 40 100 _ 0 0 ee E A lt 40 ost ty 100 CR z S E
86. P3 et P4 font appara tre un augmentation des pr cipitations de 20 sur 200 m de d nivel Les cumuls mensuels de P4 et P5 sont tr s proches Les ordonn es l origine b peuvent permettre d identifier des perturbations telles qu une forte vaporation ou une fuite tableau IV 1 c b est faible pour les pluviom tres totalisateurs inf rieur 10mm d eau par mois environ 10 des pr cipitations mensuelles Les ordonn es l origine les plus fortes sont dans les r gressions avec P4750 a P b b gt 20 mm d eau par mois ce qui tend montrer que le d ficit de P4750 est att nu lors des faibles pr cipitations Or une perte proportionnelle la quantit de pluie peut tre caus e par une fuite Suite ces remarques l examen du pluviom tre a permis d identifier effectivement une l g re fuite Tableau IV 2 idem que le tableau IV 1 P aP b et r note le coefficient de d termination de la r gression lin aire P riode de 8 mois de septembre 1999 mai 2000 Calculs de Clouet 2001 a Coefficients de d termination r P1 P2 P3 P4 P5 P8 P4750 Pg0 5150 m 0 87 0 92 0 91 0 84 0 94 0 91 0 75 P4830 4830 m 0 86 0 87 0 82 0 84 0 81 0 86 0 70 b Coefficients de r gression a P est selon les colonnes et P est selon les lignes Py Px P1 P2 P3 P4 P5 P8 P4750 Pg0 5150 m 1 39 1 09 1 15 1 26 1 24 0 88 1 29 P4830 4830 m 1 06 0 88 0 83
87. Puisque le param tre de stabilit z L d pend des flux turbulents les calculs de H et de L sont it ratifs partir de la neutralit z L 0 Le nombre de Richardson bulk est un autre param tre de stabilit qui est fr quemment utilis lorsque la mesure est un seul niveau _ 8 T T o z 20 Tk u Rb V 43 R est positif dans une atmosph re stable et est une fonction croissante de la stabilit La stabilit intervient dans les coefficients d changes turbulents selon Moore 1983 k2 x In z zo In z zox 1 5 R V 44 o X est H ou L V 3 3 b 4 Les hauteurs de rugosit Les param tres de rugosit Zo Zor et Zo sont les hauteurs o le vent la temp rature et Vhumidit extrapol s selon le profil logarithmique atteignent leur valeur en surface Elles peuvent tre calcul es partir de mesures en atmosph re proche de la neutralit Sur le glacier du Zongo le profil d riv de seulement deux niveaux de mesure est trop impr cis en raison de l influence des erreurs de mesure Au moins trois ou quatre hauteurs de mesure sont n cessaires ex de la Casini re 1974 Pl ss et Mazzoni 1994 Cline 1997 Lettau 1969 propose une m thode d estimation des hauteurs de rugosit par l analyse de la microtopographie de la surface En raison des variations rapides et parfois de plusieurs ordres de grandeur des hauteurs de rugosit suite aux chutes de neige a la fusion ou a la
88. Radiation descendante et ascendante mise par l atmosph re grande longueur d onde Radiation nette Bilan des flux ascendant et descendant de radiation Rn de courte et de grande longueur d onde repr sentant ainsi le bilan des radiations solaire et tellurique Dans l atmosph re la radiation de grande longueur d onde est absorb e fortement par l eau l ozone et le gaz carbonique Si de l eau liquide est pr sente telle que les gouttelettes dans les nuages l absorption est accentu e Cette radiation est absorb e par bandes spectrales Ces bandes d absorption consistent en de nombreuses et troites lignes spectrales individuelles La ligne d absorption est caus e par un changement d nergie de vibration ou de rotation des mol cules A la longueur d onde centrale d une bande d absorption d une mol cule la radiation infrarouge peut tre absorb e en quelques m tres par l atmosph re A l exception d une bande troite d absorption de l ozone l atmosph re est ouverte la transmission de la radiation dans les longueurs d onde de 8 11 um C est travers cette fen tre atmosph rique que le syst me terre atmosph re rayonne les grandes longueurs d onde dans l espace Chaque volume d atmosph re re oit et met de la radiation infrarouge et se refroidit ou se r chauffe selon que son bilan radiatif est positif ou n gatif Les processus d absor
89. Thompson et al 1984 Les glaciers tropicaux sont consid r s comme des indicateurs tr s sensibles des fluctuations climatiques ex Kaser 2001 Les tudes de leur bilan d nergie avaient g n ralement pour objectif de d terminer les facteurs explicatifs de leurs reculs depuis le XIX si cle N anmoins par manque de mesures sur ces glaciers souvent difficiles d acc s et situ s dans des pays en voie de d veloppement les auteurs sont le plus souvent r duits formuler des hypoth ses sans pouvoir distinguer le facteur climatique pertinent parmi une hausse de temp rature une baisse des pr cipitations ou un changement de l humidit atmosph rique 33 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES I11 5 2 Etudes sur le glacier du Zongo I1 5 2 a Le mod le Rigaudi re et al 1995b Rigaudi re et al 1995b ont effectu un travail important d initiation de l tude des flux d nergie la surface du glacier du Zongo L coulement de fonte au pas journalier a t simul par deux mod les semi distribu s les variations spatiales sont prises en compte par d coupage du glacier en tranches d altitude un mod le degr jour et un mod le complet calculant chacun des termes du bilan d nergie Les mod les degr jour relient la fusion la somme des temp ratures de l air sup rieures un seuil en g n ral proche de 0 C par un coefficient de fonte compris entre
90. Tropicales dirig par P Chevallier e les processus de r tention par capillarit et de regel de l eau de fusion dans le n v ne sont pas repr sent s dans le mod le de flux d nergie en surface ce qui entra ne un d bit de base trop fort Le mod le de Hock 1998 comme la plupart des mod les de bilan d nergie ex Wagnon 1999 sur le glacier du Zongo ne calcule pas le flux de conduction de chaleur dans la glace Or cette simplification n est pas valide en saison s che en raison du fort refroidissement nocturne de la glace En particulier la baisse nocturne de la temp rature de surface est surestim e car la chaleur provenant du refroidissement de la glace n est pas prise en compte L erreur affecte les calculs des flux turbulents de la radiation thermique mise par la surface et de l nergie disponible pour la fusion apr s compensation du stock de froid nocturne Il est n cessaire de mieux observer les gradients de temp rature sous la surface au moins la nuit pour viter les perturbations du rayonnement solaire et les processus de fusion et de regel dans le n v mesures de la teneur en eau liquide par exemple L analyse des flux d nergie et des r sultats du mod le de Hock 1998 a permis une description r sum e dans la partie VII du cycle annuel de la fusion des glaciers des tropiques externes On montre le r le cl des variations saisonni res des flux radiatifs thermiques Des m
91. V 3 2 c d pend fortement des perturbations orographiques des vents de grande chelle Sur le glacier la vitesse du vent semble diminuer avec l altitude figure V 41 La vitesse du vent varie peu entre 5050 et 5150 m d altitude et est g n ralement sup rieure au vent 5550 m La couche limite est le plus souvent stable le transfert vertical de quantit de mouvement horizontale est r duit accentuant le gradient de vent par rapport au profil logarithmique L extrapolation logarithmique du vent de 180 250 cm de hauteur entra ne donc une sous estimation du vent 5150 m L erreur peut tre non n gligeable par rapport aux faibles diff rences observ es entre les diff rents sites inf rieures 1 ms 193 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Les intensit s du vent de glacier et du vent de vall e tendent a tre maximales en zone basse Les maxima des deux vents ne sont pas synchrones le vent de glacier est maximum la nuit alors que le vent de vall e est maximum en milieu de journ e Bien que de directions oppos es les deux r gimes de vent tendent a se cumuler pour entrainer une augmentation du vent moyen journalier vers l aval du glacier 4 e 5050 m 5150m 3 5 5550 m un ES A T o d 3 2 5 i TD I ES A LS D A y E np x R e 1 5 Saeed 1 T T T T T T T T T T T O O O O O O O O O OQ O O O O oO oO O O O O O O
92. Y AL i AN DR i PTT A E E rt tt N AMM Yt LD O O O ON SRE gt gt RE RER NN OM DON N NANNAN g RER NO TN OTN ODO TN ODO TN DO TN OY Figure VI 48 comparaison entre les d bits de fonte mesur s courbe bleue simul s de r f rence courbe rouge et simul s avec les flux turbulents nuls courbe noire du 12 f vrier au 31 juillet 2000 sim2 La diff rence relative des d bits calcul s sans et avec les flux turbulents est montr e sur l axe Y de droite 296 MODELISATION DE LA FUSION VI 3 9 Conclusions sur la mod lisation des flux d nergie et du d bit de fonte Ce chapitre a examin les m thodes de param trisation des variations spatiales et temporelles des flux d nergie afin de simuler un pas de temps horaire le d bit de fonte du glacier avec le mod le de bilan d nergie de Hock 1998 Les processus d coulement de l eau de fusion travers le glacier sont simul s par un mod le trois r servoirs lin aires glace neige et n v dont les temps de r sidence sont d riv s de la litt rature et d exp riences de tra ages sur le glacier La radiation solaire globale G mesur e 5050 m est divis e en ses deux composantes directe Dr et diffuse Df selon l att nuation atmosph rique du rayonnement solaire G Rextra Les extrapolations l ensemble du glacier de Dr et Df sont index
93. a hourly basis on the Zongo tropical glacier in Bolivia The results obtained characterize precipitation on the glacier taking into account the wind regime Comparing them with rain gauge data will give an estimation of the density of fresh snow a parameter that is difficult to measure directly Goodison et al 1981 However the unknown catch deficiency of the rain gauge in measuring snowfall limits the accuracy of the density estimation 2 LOCATION CLIMATE AND MEASUREMENTS 2 1 Location and climatic conditions The Zongo Glacier is situated in the Huayna Potosi Massif 16 15 S 68 10 W Cordillera Real Bolivia on the western margin of the Amazon basin and on the eastern margin of the Altiplano basin This valley type glacier is 3 km long and has a surface area of 2 4 km Figure III 1 The glacier covers 65 of the southeast basin and flows out from 6000 to 4900 m above sea level a s 1 The Huayna Potosi Massif belongs to the outer tropics characterized by a marked seasonality of precipitation with a single wet season and a pronounced dry season Schwerdtfeger 1976 The precipitation pattern is determined by the seasonal oscillation of the intertropical convergence zone ITCZ Between March and September the ITCZ is located north of Bolivia and tropical anticyclones produce a dry climate From October to March the ITCZ proceeds to its most southerly position Then rainfalls of convective nature are associated with the r
94. a normal distribution We checked that no relation appeared between the ultrasonic measurements and the wind speed air temperature or water vapor pressure The minimum difference between two different measurements was mm The standard deviation of the measurements SD was equal to 1 4 mm Given that the series of measurements was not long as a measure of caution we took o 2 SD 3 mm the standard deviation of the repeatability of the measurements o is the standard deviation of the total random error on the ultrasonic depth gauge measurement operating on the Zongo glacier At a confidence level of 99 3 o 10 mm We thus found the accuracy scale announced by the manufacturer Table I 48 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE e ultrasonic measurements Tair wind speed 5 5 4 Re Mel rae 3 3 E e i a ON Y Le Ar he ais 1 14 vy E o NW 1 E ia AA o 4 A l l Ny ae aN Ny Va N l ag 29 Ww l k VAN i 3 Mah L UV O l av Ue i 4 AZ 5 7 07 22 12 00 07 23 12 00 07 24 12 00 Figure 3 Half hourly values of the ultrasonic depth gauge measurements from July 22 to July 24 1999 left y axis Air temperature and wind speed are also shown right y axis No snowfall occurred and melting was nil 3 2 Sensitivity of the measurement and the time step of the study Table II shows that over the year 1999 2000 85 of the variati
95. according to the aspect of the surface top bottom Diamonds show calculations with the mean aspect values plus 20 minus 20 Figure 6c shows a sensitivity study of the correction according to the slope of the surface top bottom Diamonds show calculations with the mean Slope values plus one standard deviation minus one standard deviation In clear weather the substantial albedo reductions observed on Zongo Glacier from morning until evening were measurement artifacts due to the horizontal mounting of radiometers above a sloping surface A correction of the snow reflectivity measurements is necessary even for small surface slopes a few degrees The roughness of the two surfaces studied was low In this study it was possible to make the corrections considering that the surfaces were plane The correction is very sensitive to the precision of the slope estimation but also of the aspect value on a surface area of several square meters Great care must therefore be taken to ensure the precision of the topographic measurements of the surface seen by the downward radiometer The corrections improved the parallelism between the albedo changes at the two sites of different slope and aspect distributions Thus they reduced the measurement problems related to the topographical specificity of the site The potential error on the measurements increases with the zenith angle of the solar incidence If the topography around the measurement site i
96. al 1995 doit tre compl t e par une tude des incertitudes sur chacune des m thodes de calcul du bilan de masse Seul l examen des pr cisions des m thodes glaciologique et hydrologique chapitres IV 3 et IV 4 respectivement peut permettre d interpr ter leurs diff rences chapitre IV 5 39 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE IV 2 Les pr cipitations IV 2 1 Solid precipitation on a tropical glacier in Bolivia using ultrasonic depth gauge measurements Sicart et al Water Resource Research soumis 2002 Les sp cificit s et la pr cision de la sonde ultrasons 5150 m sont examin es afin de mesurer les chutes de neige sur le glacier un pas de temps court quelques heures En raison de la turbulence au dessus de l orifice r cepteur les pluviom tres sous estiment les pr cipitations Dans les conditions de vent sur le glacier du Zongo ce d ficit peut atteindre 50 Les mesures de la sonde ultrasons ne souffrent pas d un tel biais car le vent ne d place pas la neige au sol Les erreurs sont de nature al atoire et peuvent se r duire par le calcul de moyennes Le r sum de l article est reproduit en fran ais ci dessous Les r f rences de l article ont t mcluses dans la liste g n rale des r f rences de la th se R sum Une sonde ultrasons est utilis e pour mesurer les chutes de neige proximit de la ligne d quilibre du glacier du Zongo en Bolivie L examen de l influe
97. altitude moyenne 3800 m et l ouest par le bassin amazonien Le glacier s coule sur environ 3 km de 6000 m 4850 m d altitude selon une exposition sud est puis est figure II 2 En raison de la mauvaise qualit des cartes de la r gion diff rentes estimations des superficies du glacier et de son bassin versant ont t pr sent es dans les tudes ant rieures Les cartes pr sent es ici sont les plus pr cises disponibles et proviennent d une restitution photogramm trique effectu e en 1997 D sseldorf par l ing nieur Javier Mendoza Instituto de Hidraulica e Hidrologia de La Paz et le professeur Ekkehard Jordan d partement de g ographie physique de l universit de D sseldorf Le mod le num rique de terrain obtenu est compos de 35856 mailles de 20x20 m repr sentant le bassin versant Les superficies du bassin versant du glacier et de leurs projections sur le plan horizontal sont pr sent s dans le tableau II 1 13 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES Les hauteurs d eau de pluie sont mesur es par unit de surface projet e sur le plan horizontal la surface de captation des pluviom tres est positionn e horizontalement Par contre la fusion ou les flux d nergie sont calcul s par unit de surface r elle inclin e Huayna Potosi La ras 68 W Station M t orologique Automatique SMA Pluviom tre Limigraphe Pic one A 4750 m P8 P4750 E
98. angle of the direct beam radiation Marshall and Warren 1987 This dependence leads to a symmetrical cycle of the reflectance centered on a minimum at noon The effective zenith angle of a purely diffuse radiation is approximately 50 Wiscombe and Warren 1980 The contribution of the diffuse radiation to global radiation acts on the angular distribution of the incident solar radiation and therefore on the reflectance of the snow The optical properties of snow also depend on the size and shape of snow grains the concentration of surface absorbent impurities the snow thickness and the reflectivity of the snow underlying the surface if the snow is less than roughly 10 cm thick and finally the surface roughness on the microscopic scale These factors related to the snow metamorphism generally lead to an irreversible decrease of albedo On the decimeter scale if the surface roughness is not randomly oriented e g sastrugis penitents the diurnal cycle of the solar azimuth can cause an asymmetrical albedo cycle to appear see Kuhn and Siogas 1978 Wendler and Kelley 1988 Mondet and Fily 1999 Instrumental errors can lead to an erroneous interpretation of snow albedo fluctuations The photoelectric cell sensitivity depends on temperature which under clear sky follows a marked diurnal cycle Nevertheless this dependence is low approximately 0 15 C according to the technical specifications and variations between the sensitivity of
99. appara t souvent en surface permettraient de mieux d limiter les diff rents domaines d alb dos de glace et de neige 1400 a 1 1200 rz 1000 a 0 69 5 neige fondante 800 2 2 600 Cc o O 400 S a 0 19 200 glace sale 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 radiation globale W m Figure V 10 chaque point repr sente une moyenne demi horaire de la radiation globale et de la radiation r fl chie la SMA2 au cours de l ann e 1998 99 Seuls les clairements solaires sup rieurs 100 W m sont montr s Les droites d alb dos a 1 a 0 69 moyenne annuelle et a 0 19 minimum observ sont montr es V 2 4 d R flectance de la neige selon la longueur d onde et effets des poussi res e Mesures des r flectances spectrales Le 14 juin 1999 des mesures r solution spectrale de la r flectance de la neige ont t effectu es pr s de la station SMA2 gr ce Flavio Jorge Ponzoni de l Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais Br sil et Yves Arnaud de l IRD Les mesures furent r alis es par ciel clair entre 12h15 et 14h10 heures locales sous des angles de z nith solaire compris entre 43 8 et 50 0 Le radiom tre tait un Licor Li 107 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 1800 de sensibilit spectrale de 350 nm a 1100 nm avec une r solution de 2 nm Les mesures ont t effectu es 4 180 cm de hauteur dans la direction du nadir c est a dire so
100. application des mod les distribu s d hydrologie nivale ou glaciaire peuvent tre r sum es par ex Kirnbauer et al 1994 i la forte h t rog n it de l environnement hydrologique ii les diff rences d chelles entre les param tres mesur s et les param tres du mod le ii le grand nombre de param tres des mod les iv les probl mes de validation Concernant le point ii les mod les hydrologiques distribu s fonctionnent avec des chelles spatiales g n ralement bien plus grandes que les chelles o sont mesur s les param tres Beven 1989 L h t rog n it des surfaces r elles cause une forte variabilit sous maille de la plupart des param tres quelle que soit la r solution spatiale du mod le Laval 1997 Par exemple l alb do varie sur des distances centim triques alors les mailles du mod le num rique de terrain du glacier du Zongo sont de 20x20 m Ce sont souvent des param tres effectifs non mesurables qui sont utilis s Seiberg 1999 Un param tre effectif est d fini comme le param tre d un syst me quivalent homog ne qui donne la m me r ponse hydrologique que le syst me h t rog ne r el La distinction statistique physique para t alors subjective relative l chelle de perception Gineste 1998 Ainsi la complexit des mod les n est g n ralement pas reli e la qualit des r sultats de simulation WMO 1986 Perrin
101. atmosphere Water Resources Research 15 1649 1650 1979 Schuler T Hydrology of a tropical glacier case study Zongo Glacier Cordillera Real Bolivia Diploma Thesis Institute for Hydrology University of Freiburg Germany 48 pp 1997 Schwerdtfeger J Theoritical derivation of the thermal conductivity and diffusivity of snow IAHS 61 75 81 1963 Schwerdtfeger P Physical principles of micrometeorological measurements 1 ed 111 pp Elsevier Developments in Atmospheric Science Amsterdam 1976 Schwerdtfeger W Climates of Central and South America 1 Amsterdam 1976 ed 532 pp Elsevier Scientific Seiberg J Conceptual Runoff Models Fiction or Representation of Reality r sum s de th se de doctorat Department of Earth Sciences Hydrology Uppsala University Sweden 52 pp 1999 Seligman G Snow Structure and Ski Fields 1 ed 542 pp Macmillan New York 1936 Sevruk B Conversion of snowfall depths to water equivalents in the Swiss Alps ETH IAHS WMO Workshop on the Correction of Precipitation Measurements Zurich 1 3 April 81 88 1985 329 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Sevruk B Reliability of precipitation measurement WMO IAHS ETH Workshop on Precipitation Measurements St Moritz 3 7 December 1989 13 19 1989 Sicart J E Optimisation d un r seau de balises afin d estimer le bilan de masse Glacier du Zongo Cordill re Royale de Bolivie Projet de fin d tude Ec
102. au cours des journ es de novembre janvier compensant environ 20 du bilan radiatif solaire figure VI 31 Les chutes de neige sont tr s fr quentes et r guli res a partir de janvier figure VI 30 Le glacier tant fr quemment enti rement recouvert de neige figure VI 28 b le fort alb do de la neige r duit Rc causant une diminution du d bit figure VI 30 Les nuages sont suffisamment nombreux pour que RI devienne une source d nergie et la contribution de RI la fusion atteint m me l ordre de grandeur de l nergie solaire Rc paragraphe VI 3 6 600 500 400 300 200 100 0 100 flux W m2 Ji M M nm gl TLE 24 11 03 12 12 12 21 12 30 12 08 01 17 01 26 01 04 02 Figure VI 31 puissances horaires des flux radiatifs de courte longueur d onde courbe bleue et de grande longueur d onde courbe rouge Moyenne sur toutes les mailles du glacier du Zongo du 24 novembre au 2 f vrier 2000 sim1 Les variations spatiales de la radiation nette R sont contr l es par l alb do chapitre V 2 4 En zone d ablation l augmentation de l alb do avec l altitude entra ne une diminution de R d une vingtaine de W m de 60 40 W m figure VI 32 En zone de 274 MODELISATION DE LA FUSION n v au dessus de 5150 m l alb do est toujours lev gt 0 6 entra nant une faible radiation nette qui est uniform ment r partie de l o
103. au point TAm 0 28978 cm K V 4 La relation V 4 entre la temp rature et la longueur d onde du maximum d mission est connue comme la loi de d placement de Wien A la temp rature moyenne de la surface terrestre de 300K 9 65 um A la temp rature du soleil d environ 6000 K 0 48 um Un point important pour les transferts radiatifs atmosph riques est que seulement 0 4 de l nergie radiative solaire se trouve a des longueurs d onde sup rieures 5 um Par ailleurs seulement 0 4 de l nergie radiative totale mise par un corps noir 250 K temp rature de la terre vue de l ext rieur de l atmosph re est dans des longueurs d ondes inf rieures 5 um Paltridge et Platt 1976 p 47 Ainsi les radiations tellurique et solaire peuvent tre trait es ind pendamment A la surface de la Terre l absorption atmosph rique fait que la transition est plus proche de 2 um qui d finit la limite entre les courtes longueurs d onde ou radiation solaire et les grandes longueurs d onde ou radiation tellurique L clairement nerg tique solaire en dehors de l atmosph re sur une surface normale aux rayons et a la distance moyenne entre la Terre et le Soleil d finit la constante solaire Io L estimation de Io a vari de 7 depuis 1940 et on consid re ici Io 1368 W m Frohlich 1993 Avant son entr e dans l atmosph re l nergie solaire est environ 10 dans ultraviolet jusqu
104. basin and produce precipitation by the orographic effect at midday in the Andean valleys and in the middle of the afternoon in the high mountains Night time snowfall occurs during periods of bad weather related to the regional atmospheric circulation and last several days The density of fresh snow is high about 250 kg m because of the high air temperature during snowfall more than 3 C The high snow density and the moderate wind speeds prevent snow drifting conditions which entails a low spatial variability of the accumulation on tropical glaciers An accurate recording of snowfall at a short time step is important for the study of energy fluxes at the surface of glaciers because snowfall greatly modifies the albedo and solar radiation is generally the main source of melting energy 41 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE 1 INTRODUCTION On the glaciers of the tropical Andes the ablation season and the accumulation season coincide in summer Contrary to glaciers in the high and mid latitudes accumulation and melting are strongly related which makes summer accumulation type glaciers particularly vulnerable to a possible climatic warming Francou et al 1995 Kaser et al 1996 Wagnon et al in press Fujita and Ageta 2000 At the end of the nineteenth century east African tropical glaciers receded substantially because of a strong decrease in precipitation that seems to have affected much of the tropics Krauss 1955 Haste
105. bit I s 1 200 100 Figure II 2 moyennes glissantes sur trois mois du d bit du torrent missaire du glacier de 1991 1999 trait noir points montre la moyenne des ann es sauf 1997 98 PROBLEMATIQUE e Du r gime hydrologique au bilan de masse Le d bit de fonte auquel il faut ajouter l vaporation et la sublimation repr sente la perte de masse du glacier Le bilan de masse du glacier traite des changements de masse et de la r partition de ces changements dans le temps et dans l espace Il concerne plus particuli rement les changements annuels Les termes d apport et de perte du bilan de masse sont respectivement l accumulation et l ablation L accumulation inclut tout processus au cours duquel de la mati re est ajout e au glacier L apport se fait g n ralement sous forme de chutes de neige qui se transforment progressivement en glace Avalanches apport de neige par le vent formation de givre et gel de l eau de pluie dans le n v sont les autres processus d accumulation L ablation inclut tout processus au cours duquel de la neige ou de la glace est perdue par le glacier Le principal processus d ablation est la fusion de la neige ou de la glace suivie de l coulement La sublimation et le d placement de la neige par le vent sont d autres processus d ablation L ajustement d un glacier un changement de son bilan de masse se fait progressivement sur plusieurs d cenn
106. chute de neige nocturne l clairement radiatif thermique varie selon le type de nuage etc L tape essentielle d analyse des changes nerg tiques dans la couche de surface des glaciers tropicaux a t bien avanc e par le programme GREAT ICE alors que les liens avec la climatologie r gionale n ont t que tr s peu trait s S int ressant aux causes plut t qu aux effets l tude des conditions synoptiques contr lant l accumulation et l ablation fortement li es est n cessaire la compr hension des r ponses des glaciers tropicaux aux fluctuations climatiques 310 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Aase J K et S B Idso A comparison of two formula types for calculating long wave radiation from the atmosphere Water Resources Research 14 623 625 1978 Aceituno P On the functioning of the Southern Oscillation in the South American sector Part I Surface Climate Mon Weather Rev 116 505 524 1988 Aceituno P et A Montecinos Circulation anomalies associated with dry and wet periods in the South American Altiplano Proc Fourth Int Conf on Southern Hemisphere Meteorology Hobart Australia Amer Meteor Soc 330 331 1993 Aceituno P Elementos del Clima en el Altiplano Sudamericano Revista Geofisic 44 37 55 1996 Adams F M Van Craen P Van Espen et D Andreuzzi The elemental composition of atmospheric aerosols particles at Chacaltaya B
107. d altitude Dans l atmosph re standard repr sentant un hypoth tique tat moyen de l atmosph re aux latitudes temp r es la pression atmosph rique l altitude du front du glacier est de 567 hPa 56 de la pression au niveau de la mer po A l altitude du sommet elle n est plus que de 498 hPa 49 de po Il faut aussi consid rer l augmentation de l paisseur de la couche atmosph rique l quateur la pression 5000 m est plus lev e d environ 20 hPa Prohaska 1970 Ainsi environ la moiti de la masse de l atmosph re se trouve en dessous du glacier du Zongo L alb do de la glace d pend des distributions spectrales et angulaires du rayonnement solaire incident chapitre V 2 4 La densit et la concentration de l a rosol atmosph rique sont r duites dans les hautes couches entra nant une faible att nuation de la radiation solaire directe et donc une faible diffusion du rayonnement solaire Sur le glacier du Zongo la radiation globale par ciel clair 90 sous forme de rayonnement direct chapitre VI 3 4 atteint environ 87 de l clairement extraterrestre en moyenne horaire chapitre V 2 4 On peut noter que la forte composante directe de l clairement solaire haute altitude favorise la formation de p nitents Kotlyakov et Lebedeva 1974 La distribution spectrale du rayonnement solaire varie avec l altitude car l ultraviolet est absorb par l ozone stratosph rique alo
108. d bit en juin qui est correctement simul e 0 5 80 a E iaa DO D 0 4 40 D TD L K 0 3 2 t 4 6 Z 2 0 2 0 1 Al i TN NNT WN PT TT PP PrP I II I1 NN OO OO LD LD O O CON KR OO SLR RER gt EEE NN MO NNNNNNE nr sn TO NO TN OTN ODO TN ODO TN ODO TN M EN 04 6 m E 03 oO oO 5 0 2 40 5 D D O 0 1 1 5 35 0 20 2 g 8 O 0 1 a E O 3 02 o 3 Figure VI 38 a compare les d bits de fonte mesur s courbe bleue et calcul s courbe rouge du 12 f vrier au 31 juillet 2000 sim2 L alb do est calcul selon les quations VI 11 et VI 15 La courbe noire montre les chutes de neige journali res mesur es 5150 m axe Y de droite b montre la diff rence des d bits calcul s moins mesur s axe Y de gauche et le cumul des diff rences axe Y de droite 283 MODELISATION DE LA FUSION VI 3 8 c 2 Les erreurs d alb do par faible hauteur de neige L exc s du d bit de base est compens mais seulement en partie par une surestimation de l alb do de la neige qui entra ne une trop grande tendue de neige sur le glacier figures VI 39 et VI 28 b Au d but du mois de juillet la hauteur de neige simul e 5050 m reste sup rieure quelques centim tres d eau figure VI 40 n 10 jours Or l alb do
109. de param triser l alb do de la neige plus simplement au pas journalier selon la formule de PU S Army Corps of Engineers 1956 quation VI 11 figure VI 11 La vitesse de d croissance correspondant n 10 jours repr sente correctement la d croissance de l alb do de la neige vers l alb do du n v en saison s che mai septembre figure VI 11 Ce param tre est proche des valeurs g n ralement appliqu es dans les Alpes ex U S Army Corps of Engineers 1956 Oerlemans et Hoongendoorn 1989 Kuhn et al 1999 Par contre Oerlemans et Knap 1998 proposent dans les Alpes une d croissance deux fois plus lente n 21 9 jours Au c ur de la saison des pluies 1999 janvier mars la fr quence des chutes de neige est correctement mesur e entra nant un alb do simul toujours sup rieur 0 7 237 MODELISATION DE LA FUSION alb do simul 0 1 mesur AS IE als sie oO N q N oO lt T LO Oo N O oO O O O oO oO oO O oO N N N Te Te N N N ee oO oO oO oO oO oO oO O oO oO oO oO Figure VI 11 valeurs journali res de l alb do mesur et de l alb do calcul selon V U S Army corps of Engineers 1956 avec n 10 jours quation VI 11 1998 1999 Lors de l installation progressive de la saison des pluies de septembre a d cembre chapitre II 3 les premi res chutes de neige
110. de 15 75 la nuit Field et al 1992 Les erreurs de mesure des bilanm tres utilis s sur le glacier du Zongo depuis le d but du programme n ont pas t quantifi es Le bilan radiatif qui intervient dans le bilan d nergie de Wagnon 1999 est directement issu de la mesure d un bilanm tre RESB Q6 similaire celui utilis actuellement la SMA2 tableau II 4 L auteur valide les mesures demi horaires du Q6 par la somme des flux le bilan de courte longueur d onde est obtenu par une paire de pyranom tres la radiation tellurique mise par la surface est calcul e selon l quation V 3 La temp rature de la surface To est obtenue par extrapolation logarithmique des temp ratures dans lair 180 et 30 cm en for ant To inf rieure ou gale 0 C Le facteur d mission de la surface est fix e 1 corps noir la radiation de grande longueur d onde incidente est estim e a partir d une fonction physique de la temp rature l humidit et la n bulosit donn e par Brutsaert 1975 La conclusion est cette tude sur les radiations a permis de prouver que notre mesure de la radiation nette est fiable mais il n est pas possible de fournir une valeur de la pr cision de cette mesure Wagnon 1999 p 78 La formule physique de Brutsaert 1975 n a pas t cal e sur le glacier et ne peut donner des r sultats pr cis au pas horaire De fa on g n rale il n
111. de glace par m tre carr et par an ou en hauteur d eau quivalent par an Le bilan sp cifique est le bilan de masse du glacier divis par sa surface totale Il s exprime galement en tonnes de glace par m tre carr et par an ou en hauteur d eau quivalente par an Les m thodes de calcul du bilan de masse appliquent g n ralement l quation de conservation de la masse Kuhn et al 1999 dp dt div p v 0 11 2 ou v est le vecteur de flux de la glace La masse volumique de la glace p peut tre trait e comme une constante except e sur les 20 premiers m tres Ainsi l quation II 2 se r duit a 22 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES du dv dw 0 I 3 dx dy dz o x est la direction de l coulement de glace et z est l axe vertical Par exemple une augmentation de la vitesse verticale avec la profondeur dans la zone d accumulation dw dz lt 0 implique une divergence des flux horizontaux du dx dv dz gt 0 Cependant l quation II 3 ne s applique qu l unit de volume L int gration de l quation II 3 sur l paisseur h x y du glacier n cessite l introduction des termes de source et de puits la surface c est dire le bilan de masse sp cifique annuel bn en kg m an Le bilan de masse par unit de surface s crit alors pope ay 111 4 dt dx dy En n gligeant les flux lat raux on obtient dh du dh bn Umoy
112. des grains Selon Adhikary et al 1997 la concentration en poussi res augmente la vitesse d ablation jusqu un maximum pour un seuil de l ordre de 0 08 kg m Au del du seuil l effet d isolation des poussi res l emporte sur la baisse 101 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE de l alb do et la vitesse d ablation diminue jusqu atteindre une valeur plus faible que celle de la neige pure Pour des couches de neige d paisseur inf rieure 4 10 cm environ l alb do visible d pend de l paisseur de la couche de neige et de la r flectance de la surface sous jacente Giddings et LaChapelle 1961 L alb do de la neige augmente dans tout le spectre solaire lorsque l angle z nithal solaire augmente mais l effet est plus fort autour de 1um Selon que l att nuation atmosph rique de la radiation solaire est par l a rosol atmosph rique ou la vapeur d eau la r duction de l nergie incidente affecte diff rents domaines du spectre solaire o la r flectance de la neige est diff rente Dans une atmosph re s che et sans poussi re l augmentation de la quantit de vapeur d eau r duisant l nergie solaire incidente de 7 entra ne une r duction du bilan de surface en courte longueur d onde de 14 alors que la m me r duction de 7 de l nergie incidente caus e par l a rosol atmosph rique entra ne une r duction de seulement 5 du bilan de courte longueur d onde Dozie
113. directe et diffuse est le plus souvent d finie comme la radiation globale G soit pour une surface horizontale et un angle z nithal solaire G Dr cos Df V 6 o Dr est l clairement du rayonnement solaire direct sur une surface perpendiculaire au rayonnement et Df est la composante verticale du flux de densit de radiation diffuse tableau V 2 83 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Tableau V 2 d finitions des flux radiatifs dans l atmosph re Paltridge et Platt 1976 Quantit Description Symbole Radiation de courte longueur Radiation de longueur d onde de 0 3 2 5 um Re d onde radiation solaire Radiation de grande longueur Radiation de longueur d onde gt 2 5 um RI d onde radiation tellurique Radiation solaire directe Radiation solaire provenant de l angle solide du Dr disque solaire et incident sur une surface perpendiculaire l axe de l angle solide Radiation solaire diffuse Radiation solaire descendante re ue par une Df rayonnement du ciel surface horizontale et provenant d un angle solide de 2x sr l exception de l angle solide sous tendu par le disque solaire Radiation globale Radiations solaires directe et diffuse descendantes G re ues par une surface horizontale d un angle solide de 2x sr Composante verticale de la Radiation directe re ue par une surface horizontale radiation solaire directe Radiation atmosph rique
114. du glacier du Zongo est inf rieur une semaine en saison des pluies En saison s che ce temps peut tre beaucoup plus long mais reste inf rieur quelques mois Sur l ann e le d ficit d coulement des surfaces sans glace d pend donc de l vaporation et de l infiltration dans les zones rocheuses qui sont constitu es de granidiorite imperm able Le coefficient d coulement c est donc lev estim 0 8 par Ribstein et al 1995 L augmentation de ce cause une diminution des d bits de fonte du glacier et donc une augmentation du bilan de masse calcul Les bilans de masse ont t recalcul s en fixant 72 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE comme valeurs limites de ce 0 5 et 1 Ces valeurs de ce causent des variations maximales du bilan de 1991 2000 de 20 cm et 15 cm d eau par an par rapport aux calculs avec Ce 0 8 figure IV 3 L incertitude sur la valeur de c a une influence moindre sur le bilan de masse que les incertitudes sur les pr cipitations car i la mesure des chutes de neige sur le glacier est difficile l erreur pouvant atteindre plusieurs dizaines de centim tres d eau par an chapitre IV 2 1 et ii b d pend directement des pr cipitations dans l quation IV 2 L influence sur le bilan de l erreur de mesure des pr cipitations est examin e dans la discussion du paragraphe VI 5 73 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE IV 5 Comparaison des bilans La figure IV 3 c
115. du rayonnement solaire et d un fort refroidissement radiatif nocturne de la surface La partie V d taille les cons quences de la haute altitude sur les flux d nergie en surface du glacier du Zongo e La zone de convergence intertropicale et les pr cipitations Le massif du Huayna Potosi se situe dans la zone externe des tropiques sud 16 S figure I 2 caract ris e par une saisonnalit marqu e des pr cipitations avec une unique saison des pluies en t et une saison s che prononc e en hiver La saisonnalit du couvert nuageux est li e la position de la zone de convergence intertropicale ITCZ pour Inter Tropical Convergence Zone figure II 6 Lenters and Cook 1995 Vuille et al 1998 L ITCZ peut tre d finie comme une r gion d orientation est ouest le long de laquelle convergent les aliz s du nord est et du sud est figure II 6 Le long de l ITCZ les aliz s transforment leur nergie cin tique horizontale en nergie potentielle La rencontre des aliz s charg s en humidit oc anique se traduit par des mouvements ascendants des masses d air qui g n r rent des turbulences et des pr cipitations intenses C est donc une zone de couvert nuageux et de pr cipitations maximales en r sultat de la circulation locale ou de meso chelle Garstang et Fitzjarrald 1999 La position de l ITCZ volue avec les saisons tant toujours tir e vers l h misph re d t Cependant elle se sit
116. eau de fusion atteint l exutoire le regel n est pas consid r surestime donc la production d eau des r gions les plus hautes tableau VI 9 L erreur faible par unit de surface car peu d nergie est disponible dans les zones hautes figure VI 32 est syst matique et concerne une surface importante du glacier Par ailleurs la surproduction d eau des parties hautes est accentu e par le fait que la diminution avec l altitude de la temp rature de surface n est pas prise en compte le mod le consid re RIT uniform ment gal la mesure 5050 m La surestimation de l eau provenant de la zone de n v qui a un long temps de r sidence 350 h explique la simulation d un d bit de base trop fort figure VI 30 Afin de r duire l erreur un temps de r sidence tr s long ou infini peut tre appliqu la zone de n v N anmoins cette modification n est pas justifi e pour les r gions proches de la ligne d quilibre vers 5200 m La distinction d une zone contributive au d bit au sein de la zone de n v permettrait un meilleur accord avec le d bit mesur Cette modification implique de nouveaux param tres difficiles valider car on ne dispose d aucune observation pour estimer les limites de ce nouveau r servoir Tableau VI 9 distribution de la fusion la surface du glacier du Zongo cumul du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 Altitude Part de la sup
117. en saison des pluies l air est humide la sublimation est r duite et toute l nergie disponible est utilis e pour la fonte De m me Ohmura 1990 avait montr que la forte sublimation la surface des glaciers du Tianshan 43 06 N 87 15 E consommant 18 de l nergie totale contribue l existence des glaciers Tableau II 5 flux d nergie en surface du glacier du Zongo 5150 m au cours de l ann e 1996 97 dapr s Wagnon 1999 Sept 1996 Ao t 1997 Nov 1996 F v 1997 Mai 1997 Ao t 1997 Flux Moy W m Mj m Moy W m Mj m Moy W m Mj m R 15 8 498 12 6 397 9 8 309 L 18 1 571 7 3 230 31 3 987 H 6 1 192 4 4 139 9 3 293 La figure III 10 montre que le d bit de fonte est mal reli la fusion calcul e selon le bilan d nergie 5150 m La fusion doit tre calcul e sur l ensemble du glacier pour reproduire le d bit partie VI Auparavant plusieurs compl ments et approfondissements 36 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES taient n cessaires voqu s ci dessous ces points de discussions seront d velopp s dans la partie V 350 250 300 mm fusion a d bit 200 250 z a T 200 150 H E 150 6 100 5 100 50 50 0 0 Avr 96 Juin Ao t Oct D c F v 97 Av Juin Ao t97 Figure III 10 fusion 5150 m calcul e par Wagnon 1999 axe Y de gauche et d bit du torr
118. erreurs de mesure sont fortes et difficiles corriger paragraphe V 2 3 Nous examinerons en V 2 4 et V 2 5 respectivement la radiation de courte et de grande longueur d onde En V 2 4 l accent est port sur l alb do de surface qui contr le les variations spatiales et temporelles de la radiation de courte longueur d onde En V 2 5 l accent est port sur l mission des nuages V 2 1 D finitions On s int resse aux deux principales sources de rayonnement lectromagn tique observ es dans l atmosph re le rayonnement solaire et le rayonnement tellurique c est dire celui mis par le sol ou l atmosph re Du point de vue nerg tique elles sont comparables en moyenne l absorption du rayonnement solaire par le sol et l atmosph re doit compenser l mission de rayonnement tellurique vers l espace Toutes les autres sources de rayonnement lune plan tes toiles ultraviolet spatial rayons cosmiques et lumi re du ciel nocturne sont inf rieures d un facteur 10 10 Queney 1974 p 160 Le vocabulaire concernant les transferts radiatifs varie selon les disciplines en particulier en fran ais o des anglicismes sont souvent adopt s Ici on suit le vocabulaire recommand par l Organisation M t orologique Mondiale OMM 1996 tableau V 1 Les concepts d existence radiative et d clairement emittance et irradiance en anglais sont compl mentaires puisqu ils mesurent la densit su
119. est pas justifi de consid rer des valeurs calcul es comme les valeurs vraies Les incertitudes sur la mesure de la radiation nette sont examin es ici par comparaison entre trois types diff rents de bilanm tres On ne dispose pas de r f rence absolue et une revue des probl mes de mesure trait s dans la litt rature est n cessaire L examen de ces perturbations est galement pertinent dans l interpr tation des mesures de la radiation de courte longueur d onde chapitre V 2 4 et de grande longueur d onde chapitre V 2 5 86 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 2 3 b Les sources d erreur Une grande partie des r sultats pr sent s ici provient de la revue de Halldin et Lindroth 1992 Il n existe pas de proc dure standard de calibration des bilanm tres Cela est d en particulier l absence de standard de calibration des instruments de mesure de la radiation de grande longueur d onde Un tel standard est d autant plus n cessaire que les talonnages fournis par les constructeurs ne sont en g n ral pas fiables Le probl me le plus fondamental en radiom trie nette concerne les variations de la sensibilit du capteur selon la longueur d onde qui affectent fortement les mesures en journ e Ohmura et Schroff 1983 En g n ral la sensibilit est plus lev e dans les grandes longueurs d onde que dans les courtes longueurs d onde La r ponse des radiom tres d vie de la loi cos
120. et le creusement des trous cryoconites Les valeurs d alb do de la neige et de la glace sont galement dans des intervalles distincts Une diminution de l alb do de la neige de 0 8 0 7 entra ne une augmentation de 50 de l nergie solaire absorb e alors que la diminution de l alb do de la glace de 0 4 0 3 n augmente l nergie absorb e que de moins de 20 figure VI 9 La pr cision sur la simulation des variations rapides de l alb do de la neige est donc cruciale Les mod les parviennent g n ralement reproduire correctement les variations temporelles de l alb do la station de mesure N anmoins la variation spatiale de l nergie solaire absorb e est une difficult majeure des mod les distribu s de bilan d nergie Une raison est que les processus ne sont pas lin aires Si par exemple l alb do est sous estim la fusion est surestim e augmentant la vitesse de transformation de la neige ce qui accentue l erreur du mod le 231 MODELISATION DE LA FUSION 100 80 60 2 p 40 TD 20 0 ei 0 02 04 06 08 1 alb do Figure VI 9 variation relative de l nergie radiative solaire absorb e bilan Rc caus e par une baisse de l alb do de 0 1 Les mod les les plus complexes simulent l ensemble des propri t s de la surface et du rayonnement solaire incident qui contr lent l alb do la taille des grains de neige la concentrat
121. exc s de d bit provient de la surproduction d eau des zones hautes du glacier paragraphe VI 3 8 a 1 Cette erreur est compens e mais seulement en partie par l erreur sur l alb do de la neige La simulation avec l alb do du n v Oneve 0 70 au lieu de 0 60 permet d annuler l exc s de d bit mais au prix d une accentuation de l erreur d alb do Ces remarques rappellent la n cessit de valider le mod le non pas seulement sur le d bit l exutoire mais aussi sur diff rentes variables de sorties telles que l alb do ou la position de la ligne de neige En raison du grand nombre de degr s de libert les param tres sont nombreux le mod le peut simuler correctement le d bit l exutoire pour de mauvaises raisons les biais oppos s se compensant Par exemple le suivi photographique de la disparition de la neige au printemps dans une vall e de montagne des Alpes fran aises bassin de Sarennes permet Durot 1999 de mettre en vidence une sous estimation de la fusion par le mod le de bilan d nergie 280 MODELISATION DE LA FUSION Crocus Brun et al 1992 Cette m thode de validation est n anmoins peu adapt e sur le glacier du Zongo a cause des variations continuelles de la ligne de neige suite a l alternance des chutes de neige et de la fusion VI 3 8 b Calculs des flux radiatifs de grande longueur d onde Dans la simulation de r f rence pr sent e dans le
122. exc s du signal de Q7 par rapport NR lite en journ e peut provenir de la conjonction de deux processus 4 l exc s de Q7 en journ e discut au paragraphe pr c dent ii une sous estimation de la radiation nette par le NR lite due aux pertes de chaleur du capteur qui n est pas prot g par un d me Afin de distinguer les deux facteurs on examine la relation des carts avec le vent Les courbes des diff rences entre Q7 et CNRI ne suivent pas de tendance figure V 5 a par contre la moyenne des diff rences entre Q7 et NR lite diminue partir d une vitesse de vent de 1 3 m s environ Il semble donc que la correction selon la vitesse du vent de l exc s en temp rature du capteur du NR lite ne soit pas suffisante quand le vent est faible accentuant l cart avec Q7 96 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 100 cart type 100 a a b moyenne 80 80 E 60 60 x 40 g 40 Z ag O Z n 20 N 20 is is 0 0 20 720 0 1 2 3 4 0 1 2 3 4 vent m s vent m s Figure V 5 a et b montrent les moyennes trait fin et les cart types trait gras glissants sur 20 mesures demi horaires des diff rences Q7 moins CNRI et Q7 moins NR lite respectivement selon la vitesse du vent e Conclusion Les mesures des quatre flux radiatifs par CNR1 sont prises comme r f rences Ces mesures peuvent tre valu es s par ment par comparais
123. fonte mesur s courbe bleue simul s avec RI mesur simulation de r f rence courbe rouge et simul s avec RI calcul courbe noire du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 VL3 8 c Simulation de la diminution du d bit en saison s che La hauteur de neige initiale sur le glacier et les niveaux des r servoirs glace neige et n v sont consid r s comme les r sultats de la simulation de r f rence sur la p riode siml Du 12 f vrier au 31 juillet 2000 p riode sim2 la ligne de neige est basse et les d bits ne sont jamais tr s lev s lt 0 3 m s figure VI 28 a Le d bit de fonte cumul e au cours des 170 jours est de 12 5 10 m soit du m me ordre de grandeur que la fusion cumul e sur sim1 qui est deux fois plus courte 282 MODELISATION DE LA FUSION VI 3 8 c 1 Simulation de r f rence alb do calcul et RI mesur La figure VI 38 compare le d bit mesur au cours de la p riode sim2 avec la simulation de r f rence alb do calcul et RI mesur et uniforme paragraphe VI 3 8 a On retrouve les m mes erreurs que pour siml Le d bit simul est g n ralement trop fort a cause du d bit de base provenant du r servoir lent n v Ce biais est compens en partie par la sous estimation des pics diurnes de fusion de mi mars 4 mi avril Comme r sultat le cumul de la fusion sur sim2 est l g rement surestim 15 Dans la suite on examine la baisse brutale du
124. formation de p nitents la m thode de Lettau 1969 n est pas appliqu e sur le glacier du Zongo Les hauteurs de rugosit des surfaces glaciaires cit es dans la litt rature varient de plusieurs ordres de grandeur Sur la neige la hauteur de rugosit pour la quantit de mouvement Zo varie de 1 mm pour les surfaces lisses quelques millim tres pour la neige transform e Moore 1983 Les valeurs sur la glace de glacier varient de 0 1 mm Granger et Lister 1966 plusieurs centim tres Duynkerke et Van Den Broeke 1994 A la diff rence de zo qui d pend essentiellement des caract ristiques de la surface Zor et Zoq Varient aussi selon les caract ristiques de la couches de surface Moore 1983 175 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Bintanja et Van Den Broeke 1995 consid rent l galit entre les trois hauteurs de rugosit lorsque la surface du glacier est lisse Andreas 1987 propose une param trisation du quotient Zo7 Z selon le nombre de Reynolds qui introduit l effet de la viscosit de lair Re zou v avec v la viscosit cin matique de lair m s Sur les surfaces rugueuses il obtient une hauteur de rugosit de la temp rature 10 100 fois inf rieure Zo Par comparaison de mesures par corr lations turbulentes et de mesures par la m thode des profils Smeets 1998a calcule un quotient de Zo Zor de l ordre de 100 ind pendant du nombre de Reynolds Sur des surfaces lisses du Gro
125. forme de neige T 1 5 C et du gradient de temp rature selon l altitude 0 6 C par 100 m deux param tres mal connus sur le glacier paragraphe VL3 2 Le flux d nergie apport e par les pluies P donne des indications sur la pluie ou le gr sil simul sur le glacier En saison des pluies les chutes de neige 5150 m variable d entr e du mod le sont souvent associ es un faible flux P dans la partie basse du glacier figure VI 43 Le flux P est non nul jusqu 5200 m ce qui semble montrer que le mod le surestime l g rement l altitude maximale de la limite pluie neige N anmoins l estimation de cette limite est difficile et reste tr s approximative sur le glacier du Zongo En saison s che P est pratiquement nul et le mod le simule correctement la baisse en altitude de la limite pluie neige en hiver austral figure VI 43 Un test de sensibilit du d bit a t effectu Afin de diminuer l altitude de la limite pluie neige la temp rature critique a t augment e de 1 C T 2 5 C sans modification du gradient de temp rature selon l altitude Comme r sultat le d bit de fonte est r duit de 5 en saison des pluies et de 15 sur la p riode sim2 une plus grande surface est recouverte de neige La r duction du d bit caus e par l augmentation de T entra ne un meilleur accord avec le d bit mesur N anmoins et encore une fois l am lioration de la simulatio
126. importante chute de neige recouvre l ensemble du glacier entre minuit et 6 heures du matin 8 cm 5150 m figure VI 38 a L augmentation d alb do cause une baisse brutale du d bit de fonte figures VI 39 et VI 38 Dans la suite de la saison s che 2000 le d bit restera faible ne d passant plus 0 1 m s figure VI 38 Le mod le reproduit correctement la diminution brutale du d bit caus e par la chute de neige du 2 juin figures VI 38 a et VI 39 a et c Le mod le simule le d bit constamment faible tout au long de la saison s che en raison du d ficit radiatif thermique en journ e figure VI 42 mais aussi en raison de la surestimation de l alb do figure VI 39 a En effet lorsque la d croissance de l alb do de neige est acc l r e avec 289 MODELISATION DE LA FUSION n 7 5 jours la neige du 2 juin dispara t correctement de la zone basse du glacier en juillet figure VI 40 mais le d bit devient beaucoup trop fort figure VI 41 Le d bit simul est toujours tr s sensible l alb do alors que le d bit mesur varie peu lors de la remont e de la ligne de neige en juillet figures VI 28 a et b En r alit le d ficit radiatif thermique en journ e le flux de conduction de chaleur dans la glace et les flux turbulents contribuent maintenir la fusion un niveau faible VI 3 8 d Flux de conduction sous la surface et stock de froid nocturne e Estimation du stock de froid nocturne
127. initiale en O Mesures hauteur d eau quivalente Conditions aux Limites du bassin de drainage X MNT limites Limites du glacier X MNT Limites de la zone de n v O D pend de l altitude de la ligne d quilibre de l ann e pr c dente Conditions de surface pour O Observations et certaines journ es photographies de la position de la ligne de neige mesures de la sonde ultrasons 5150 m chapitre IV 2 1 VI 3 3 L coulement de l eau de fonte a travers le glacier La glace du glacier se comporte comme un aquif re karstique par l coulement de l eau de fonte jusqu au front travers des conduits sous glaciaires et intra glaciaires Le n v et la neige peuvent tre compar s des milieux souterrains poreux o l eau percole lentement par gravit Colbeck 1972 Les propri t s hydrauliques de ces aquif res sont sujets des changements rapides en raison des variations des propri t s et de la 226 MODELISATION DE LA FUSION r partition de la neige du n v et de la glace Ainsi la capacit de r tention est r duite lorsque la neige dispara t et que le syst me de drainage intra glaciaire se d veloppe en r ponse l augmentation de la fusion en saison des pluies Un lac sous le front du glacier participe aussi au retard de l coulement figure II 1 Les processus d coulement dans le glacier tant variables et mal connus le concept de mod les r serv
128. intensit recouvrant temporairement la zone d ablation du glacier en p riode de fusion am nent consid rer les variations horaires de l alb do lors des pr cipitations quation VI 16 et lorsque la couche de neige est fine quation VI 15 Tableau VI 6 param tres de calcul de l alb do Nom Valeur neige fr 0 900 On v 0 60 us 035P n 10 jours eY 6 mm d eau i 0 02 h mm d eau D difficile estimer en raison des erreurs de mesure de l alb do lors des chutes de neige alb do de la glace sale 243 MODELISATION DE LA FUSION L alb do de la glace d croit de 0 4 a 0 2 de septembre a octobre 1999 en raison de accumulation d impuret s en surface et du creusement de trous cryoconites figure VI 11 N anmoins l ajout d un param tre de d croissance de l alb do de la glace n est pas justifi et les variations de l alb do de la glace ne sont pas prises en compte dans le mod le car i la pr cision sur l alb do de la glace n est pas aussi cruciale que pour l alb do de la neige ii la d croissance de l alb do de la glace au site de mesure n est pas observ e r guli rement chaque ann e iii la concentration en impuret s n est pas uniforme mais tend augmenter vers le front la prise en compte de la variabilit spatiale de la concentration en impuret s am nerait un param tre suppl mentaire La comparaiso
129. lation entre la temp rature et les flux radiatifs varie beaucoup au cours de l ann e et semble diff rent de z ro en d but de saison des pluies et lors des p riodes de mauvais temps de saison s che figure VI 4 a et b Re et G sont corr l s positivement avec la temp rature tandis que RI est corr l n gativement figure VI 4 b car les journ es sans nuages G fort et RIV faible sont g n ralement associ es des temp ratures plus lev es que les journ es couvertes faible G et fort RIV Dans les Alpes Lang et Braun 1990 observent une corr lation positive entre la radiation globale et la temp rature en t mais n gative en hiver car le fort alb do de la neige et les pertes radiatives de la surface entra nent de basses temp ratures Le soleil n est jamais bas sur le glacier du Zongo et les temp ratures les plus lev es sont g n ralement associ es un fort ensoleillement L installation de la saison des pluie de septembre d cembre est g n ralement progressive chapitre III 3 L amor age de la saison des pluies de 1999 a entra n une grande variabilit de la n bulosit et les premi res chutes de neige ont caus de fortes variations de l alb do chapitre V 2 4 Les flux radiatifs variaient beaucoup figure VI 4 c et taient corr l s la temp rature figure VI 4 b entra nant de fortes contributions de signes oppos es la corr lation entre T et R figure VI 5 Au cceu
130. le solstice d t associ la position la plus australe de la zone de convergence intertropicale chapitre II 3 la pr sence quasi permanente des nuages maintient la surface proche des conditions de fusion et le d bit reste lev 302 SYNTHESE DU CYCLE ANNUEL 0 4 amor age de la saison des pluies 0 3 i s a A i 2 A saison des pluies ioe 0 2 e E mn z ee z ee s 2 a 3 s to amp gt saison s che s Beres st ue s 0 1 D Bog tee tee e rr nt e gt Coe e Le diese em 1 og Er 0 4 8 12 16 20 24 nombre d heure To gt 1 C Figure VIL I repr sentation du d bit journalier selon le nombre d heures dans la journ e o la temp rature de surface 5050 m SMA1 d passe 1 C Moyennes glissantes centr es sur 7 jours au cours de l ann e 1999 2000 L ablation annuelle d pend fortement de la date d arriv e de la saison des pluies qui interrompt une p riode d augmentation rapide du d bit de fonte Au cours des 8 ann es document es le d bit augmente fortement de septembre a d cembre puis diminue progressivement jusqu un minimum en fin d ann e hydrologique figure II 2 L arriv e tardive de la saison des pluies 1997 1998 associ e un fort v nement El Ni o entra ne un maximum de d bit environ deux fois plus fort que les autres ann es centr sur les mois de d cembre f vrier Les nuages dire
131. les chelles horizontales sont bien sup rieures aux chelles verticales de sorte que les gradients horizontaux et les vitesses verticales soient n gligeables par rapport aux gradients verticaux et aux vitesses horizontales Brutsaert 1982 p 52 Ces simplifications ne sont pas toujours valables dans l ensemble du bassin versant les perturbations orographiques du champ de vent et les fortes h t rog n it s de la surface neige glace roche peuvent causer des forts gradients horizontaux de 164 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE l coulement Selon Smeets 1998b le relief autour des glaciers de montagne g n re des perturbations en basses fr quences du champ de vent Ces perturbations sont des v nements brefs et intermittents qui augmentent fortement la variabilit des flux turbulents Vues ces difficult s la variabilit spatiale des flux turbulents la surface des terrains de montagne a t peu tudi e Elle est li e aux variations des caract ristiques dynamiques et thermiques de l atmosph re r sultant des interactions entre le vent local vent de montagne et vent de vall e et les perturbations orographiques des courants atmosph riques Pl ss 1997 examine l influence sur les flux turbulents des variations du vent a la surface du manteau neigeux d un bassin alpin de 16 km par application d un mod le de vent hydrostatique N anmoins la r solution du mod le de vent utilis 1km est mal a
132. les nuages sont fr quents Le flux incident de grande longueur d onde provient des missions de l atmosph re et du relief alors que les pertes sont par mission de la surface Le facteur d mission de la glace est proche de 1 alors que le facteur d mission de l atmosph re varie de 0 5 1 environ Le bilan radiatif de grande longueur d onde est g n ralement une perte d nergie pour le glacier Par ciel clair l clairement atmosph rique d pend principalement des bandes d mission de la vapeur d eau et du dioxyde de carbone Par ciel nuageux l clairement d pend aussi de la fraction du ciel couverte par les nuages n bulosit et de l altitude de la base des nuages En raison de la d croissance de la temp rature avec l altitude les nuages les plus bas mettent le plus L mission de la surface d pend du facteur d mission de la glace ou de la neige et de la temp rature de la surface quation V 3 La temp rature d mission est une temp rature pidermique skin temp rature c est dire celle des premiers dixi mes de millim tres Elle r sulte de l ensemble des flux d nergie par conduction au sein de la couche de surface o s effectuent les transferts d nergie quation II 9 et est born e 0 C lorsque la surface est en fusion La glace est souvent consid r e comme un corps noir ex Brugman 1991 Bintanja et Van Den Broeke 1995 Hock 1998 Wagnon
133. les sites de mesure sont trop proches 5050 m et 5150 m pour analyser la variabilit spatiale du vent l chelle de tout le glacier chapitre V 3 4 Le vent est consid r uniforme dans les calculs des flux turbulents Compte tenu des incertitudes sur le calcul des flux turbulents et sur leurs variations spatiales la stabilit de l air n est pas prise en compte dans le mod le La m thode de Wagnon 1999 diff re de la m thode de Hock 1998 uniquement par la prise en compte de la stabilit de I air Le chapitre V 3 a montr que les incertitudes sur les flux turbulents taient fortes en raison des erreurs sur la mesure de l humidit et en raison de la r duction de la couche de surface quelques dizaines de centim tres par la couche chaude et par la faible hauteur du maximum de vent de glacier 264 MODELISATION DE LA FUSION Afin de v rifier la validit de la bulk m thode sur le glacier du Zongo j ai essay de relier les variables m t orologiques aux flux turbulents d duits des autres flux d nergie En se pla ant en r gime permanent la partie II a montr que le bilan d nergie en surface peut s crire R S H L 0 11 10 o S repr sente l nergie de changement de phase n gatif en fusion L quation II 9 permet en principe de d duire les flux turbulents H L partir des mesures de la radiation nette R et de la fusion S Hay et Fitzharris 1988 Ohata 198
134. mesur atteint des valeurs inf rieures 0 4 montrant que la neige dispara t cette altitude figure VI 40 L alb do simul est beaucoup trop fort figure VI 39 a entra nant sur la p riode sim2 un d ficit de fusion de 160 cm d eau soit 1 3 de la fusion totale cette altitude figure VI 39 b mesures 5050 m calculs 5150 m c 0 9 0 9 0 8 0 7 08 2 0 6 2 O 8 0 5 0 4 me 0 3 0 2 0 6 Le EE ie TES e EE oak a Dele Ue YE AIO eae e elie thet ll ssss amp SESS 8 ssss amp iSSESESS NOON AA SF NA D D AAAS rsd rT ON T CC NN ON rT ON T ON T ON b d oo b _ 0 d 5 2 x oe E E g 6 800 fal d 400 Z 1200 E E 8 3 1600 600 Figure VI 39 bilans radiatifs solaires mesur s et calcul s 5050 m a et b et 5150 m cet d du 12 f vrier au 31 juillet 2000 sim2 a et c comparent l alb do calcul au pas horaire avec la mesure journali re b et d montrent le cumul des diff rences de fusion Am caus es par les erreurs d alb do Am calculs mesures voir texte 284 MODELISATION DE LA FUSION Afin d acc l rer la fusion de la neige la d croissance de l alb do de neige a t acc l r e en fixant n 7 5 jours au lieu de 10 jours quation VI 11 Comme r sultat la neige dispara t 5050 m en juillet mais aussi en mai alors que l alb do mesur se maintient au dessus de 0 4 figure VI 40 L alb do est trop
135. n bulosit diurne augmente en pr sence des nuages Sur l ann e 1996 97 la temp rature est tr s mal corr l e avec le bilan d nergie peine 10 des carts entre les deux variables peuvent tre interpr t s par une r gression lin aire r T B 0 3 Le coefficient de corr lation varie beaucoup et semble significativement diff rent de z ro en p riodes nuageuses en saison des pluies et lors du mauvais temps de fin juillet figure VI 2 Le coefficient de corr lation entre T et B n est significativement diff rent de 0 au seuil de signification de 5 que pour 40 des donn es figure VI 3 I n est sup rieur 0 6 36 de la variance du bilan d nergie expliqu e par T que pour 5 des donn es figure VI 3 A l chelle du mois la temp rature n est donc que rarement corr l e au bilan d nergie en surface du glacier Les mesures de l ann e 1999 00 ne font pas appara tre de meilleures corr lations J ai v rifi galement que l amplitude thermique nycth m rale n est pas mieux corr l e au bilan d nergie non montr 214 MODELISATION DE LA FUSION 78 m M i nih Taal iii A i nr yl u Lit Mint 100 Rextra G W m 08 04 02 00 0 2 0 4 r T B 01 09 01 10 31 10 30 11 30 12 29 01 28 02 30 03 29 04 29 05 28 06 28 07 27108 Figure VI 2
136. nuit claire et sans vent la ros e peut causer un signal nul du capteur alors que les pertes radiatives de la surface sont importantes de l ordre de 100 W m Kipp amp Zonen 1995 Sur le glacier du Zongo du dessicant est install et renouvel r guli rement tout au long de l ann e dans les instruments afin de pr venir les perturbations li es la condensation 88 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE l int rieur des capteurs Afin de rem dier aux perturbations li es la pluie ou la condensation l ext rieur il est possible de chauffer le radiom tre ou de le ventiler Le chauffage n est pas recommand car il cr e une perturbation thermique importante Kipp amp Zonen 1995 Une ventilation externe est plus adapt e pour am liorer la finesse de la mesure car elle stabilise aussi les changes de chaleur dus l exc s en temp rature du capteur Oke 1987 p 369 Par manque d nergie lectrique disponible les instruments radiatifs ne sont cependant pas ventil s sur le glacier du Zongo Les radiom tres sont positionn s horizontalement alors que la surface est toujours inclin e La diff rence d angle d incidence affecte surtout la radiation de courte longueur d onde directe L erreur peut tre forte par ciel clair car la composante directe de la radiation solaire domine le bilan radiatif Cet effet est discut dans Sicart et al 2001 reproduit dans le chapitre V 2 4 f Le
137. part dans une bouff e d air avec une certaine nergie latente qui sera restitu e l air et donc le r chauffera quand cette humidit se condensera dans un nuage L hypoth se de Taylor permet de relier les dimensions spatiales des bouff es turbulentes aux mesures en un point des fluctuations temporelles des variables m t orologiques Taylor consid re que la bouff e est gel e c est dire qu elle volue sur une chelle de temps plus longue que le temps de son advection sur le capteur Si une bouff e de dimension est transport e par advection la vitesse moyenne M alors la p riode de temps P pour qu elle passe un capteur fixe est de P A M Le spectre des dimensions des bouff es va de quelques millim tres une centaine de m tres correspondant un spectre en p riode de quelques centi mes de secondes plusieurs minutes Un minimum d nergie de fluctuation des variables m t orologiques est observ pour les p riodes de temps d une heure environ constituant un vide spectral spectral gap Stull 1988 p 33 Le vide spectral d limite les mouvements associ s l coulement moyen P gt environ 1 heure des mouvements de turbulence P lt environ 1 heure ce qui permet la d composition de chaque variable en sa partie moyenne et en sa partie turbulente ou perturbation E E E V 14 o E est la moyenne de la variable sur une p riode de 30 minutes une h
138. pas de cycle saisonnier Au niveau de la SMA2 le glacier est bord l est par des pentes de neige et l ouest par une paroi rocheuse figure III 1 Les pentes de neige l est r fl chissent la radiation solaire l apr s midi rayons 1 et 2 de la figure V 13 Par ciel clair ces r flexions semblent entra ner un clairement solaire l g rement plus fort l apr s midi que le matin angle d incidence solaire gal rayon 1 figure V 13 figure V 14 N anmoins la diff rence syst matique d clairement entre le matin et l apr s midi peut tre aussi caus e par un biais sur les mesures li une augmentation de la temp rature de la thermopile modifiant la sensibilit du capteur chapitre V 2 3 116 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE En fait l influence de la pente de neige sur la radiation globale reste faible et par ciel clair la part diffuse de la radiation globale sur le glacier est peu lev e entre 6 et 10 paragraphe VI 3 4 a OUEST EST NS Pyranom tres Pente de neige du glacier Surface Figure V 13 sch ma de la g om trie des rayonnements solaires incidents et r fl chis par la surface dans l apr s midi au site de la SMA2 5150 m Les num ros 1 et 2 se rapportent au texte Au cours des journ es du 12 d cembre 1998 et du 22 juin 1999 les diff rences entre la radiation globale sur et hors du glacier sont tr s faibles figure V 12 En
139. pas excessif Lorsque T est fix 0 C des baisses brutales de RW L sont observ es en milieu de journ e figure V 30 a Le flux incident RW est trop faible ou L est trop fort Ces artefacts peuvent provenir d une erreur sur V la station SMA1 ou d une correction insuffisante des interf rences de la radiation solaire sur la mesure causant une surestimation de RW paragraphe V 2 5 b Pour les 60 de la surface du glacier o le facteur de vue du ciel est sup rieur 0 85 l augmentation de RW par les parois est du m me ordre de grandeur que l incertitude sur la mesure figures V 31 et V 30 Sur les autres mailles entour es de hauts reliefs l augmentation de RN par les parois atteint plusieurs dizaines de W m impliquant une variabilit spatiale de 20 30 N anmoins pour les zones de fortes pentes le ciel est davantage masqu par le glacier de temp rature inf rieure ou gale 0 C que par les parois rocheuses et la variabilit spatiale est r duite Dans plusieurs vall es du Colorado Olyphant 1986a montre que les parois rocheuses r duisent les pertes radiatives de 37 63 par rapport un horizon d gag Dans un cirque d angle d horizon moyen de 20 similaire au site de SMA2 la r duction des pertes radiatives est de 54 Olyphant 1986a Dans un bassin des Alpes suisses de 4x4 km Pl ss et Ohmura 1996 calculent une plus faible variabilit de RW caus e par le relief 12 environ ca
140. pas progressivement au cours de la saison de fusion mais augmente ou diminue en altitude d un jour l autre suite l alternance des p riodes de chutes de neige et de fusion Des essais ont t effectu s pour valider les calculs de la fusion avec les mesures de la sonde ultrasons ou des mergences des balises pas mensuel N anmoins l absence de mesure de la densit de la neige qui recouvre fr quemment l ensemble du glacier figure VI 28 b entra ne une forte incertitude sur la mesure de la fusion paragraphe VI 3 7 L influence sur le d bit du coefficient d coulement des surfaces non glaciaires chapitre IV 4 n est pas trait e ici car elle est faible devant la pr cision du limnigraphe de l ordre de 10 et devant les diff rences entre les d bits simul s et mesur s VL3 8 a Simulation du d bit de saison des pluies Au d but de la p riode siml les d bits sont maximaux et la ligne de neige est son altitude la plus haute de l ann e 1999 2000 figures VI 28 a et b La couverture neigeuse initiale peut tre estim e sans trop d erreur nulle en aval de la zone de n v Le d bit de fonte cumul mesur sur la p riode sim1 est de 13 10 m 80 jours soit environ la moiti du cumul annuel La faible variabilit spatiale des flux radiatifs de grande longueur d onde RW et RIT chapitre V 2 5 permet de consid rer ces flux comme des variables d entr e du mod le 27
141. pp McGraw Hill Inc New York Paris pour la traduction fran aise 1981 Staley D O et G M Jurica Effective Atmospheric Emissivity under Clear Skies Journal of Applied Meteorology 11 349 356 1972 Stull R B An Introduction to the Boundary Layer Meteorology 1 ed 669 pp Kluwer Academic Publishers Dordrecht 1988 Sugita M et W Brutsaert Cloud effect in the estimation of instantaneous downward longwave radiation Water Resources Research 29 599 605 1993 Swinbank W C Longwave radiation from clear skies O J R Meteorol Soc 89 339 348 1963 Takeuchi N S Kohshima T Shiraiwa et K Kubota Characteristics of cryoconite surface dust on glaciers and surface albedo of a Patagonian glacier Tyndall Glacier Southern Patagonia icefield Bulletin of Glaciological Research 18 65 69 2001 330 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Tangborn W V R M Krimmel et M F Meier A comparison of glacier mass balance by glaciological hydrological and mapping methods South Cascade Glacier Washington LAHS 104 185 196 1975 Tangborn W V Prediction of glacier derived runoff for hydro electric development Geografiska Annaler 66A 257 265 1984 Thompson L G S Hastenrath et B Morales Arnao Climatic ice core records from the tropical Quelccaya Ice Cap Science 203 1240 1243 1979 Thompson L G E Mosley Thompson et B Morales Arnao El Nino Southern Oscillation events recorded in the
142. pression de l air en hPa et Tx la temp rature en degr Kelvin Pour des mesures des hauteurs variant de quelques m tres dans la couche de surface la temp rature peut remplacer la temp rature potentielle avec une erreur de seulement quelques dixi mes de degr s La m thode directe ou de corr lation turbulente consiste d terminer les flux turbulents par la mesure des covariances entre la vitesse de vent verticale et la grandeur consid r e quations V 15 et V 16 La mesure des perturbations n cessite des instruments tr s court temps de r ponse et de mise en place difficile qui sont mal adapt s aux mesures en continu sur les glaciers 170 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 3 3 b M thodes bas es sur la mesure des profils moyens V 3 3 b 1 Les coefficients d change turbulent Comme alternative la r solution des quations de conservation de l nergie la th orie des similitudes relie les flux turbulents aux gradients moyens de temp rature d humidit et de vitesse du vent dans la couche de surface Les gradients sont calcul s partir des mesures deux hauteurs au moins Les moyennes des variables m t orologiques sont calcul es sur une p riode de 30 minutes une heure quation V 14 Par soucis de simplification les valeurs moyennes sont not es au lieu de Les transferts verticaux de quantit de mouvement horizontale M de chaleur latente L et de chaleur sensible
143. radar Oscilloscope Fluke 200 MgHz effectu es en mai 2001 a proximit de la ligne d quilibre par P Wagnon et E Berthier donnent une paisseur de glace d une centaine de m tre 5150 m o la largeur du glacier est de 900 m environ En moyenne de 1991 1998 b est gal 0 5 m par an L quation IV 1 permet de calculer une vitesse la ligne d quilibre de 10 m par an qui est tr s proche de la m diane des mesures des vitesses dans cette zone vers 5150 m figure IV 2 Ces estimations grossi res tendent montrer que le glacier n est pas tr s loign de son tat d quilibre 1991 92 m 1992 93 a 1993 94 a 1994 95 4 1995 96 1996 97 1997 98 1998 99 40 35 La al 4 a sn Pe Soh ae aoe ee a g a a Pig 10 4e 5 at 0 i i 4850 4900 4950 5000 5050 5100 5150 5200 altitude m Figure IV 2 vitesses en surface du glacier du Zongo de 1991 1999 71 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE IV 4 La m thode hydrologique Le bilan de masse du glacier b est calcul par soustraction du d bit de fonte aux pr cipitations dans le bassin versant Pan ba Pan 1 S D S S Ce Pan IV 2 ou S est la surface du glacier S est la surface du bassin versant D est le d bit du torrent missaire et c est le coefficient d coulement des surfaces sans glace Les pertes de masse par sublimation de glace sont n glig es Dans l quation
144. radiation atmosph rique d pend de l humidit et de la temp rature des basses couches atmosph riques L air absorbe faiblement la radiation solaire mais l absorption par les a rosols proximit du sol peut affecter la temp rature de l air Meesters et al 1997 La temp rature de l air proche du sol est reli e la temp rature des nuages qui contr lent la nature des pr cipitations pluie ou neige L alb do en surface d pendant de la nature des pr cipitations peut donc aussi tre reli la temp rature de l air au moment des pr cipitations 207 MODELISATION DE LA FUSION Bien que la radiation soit la principale source d nergie la temp rature est souvent la meilleure variable explicative de la fusion car elle est bien corr l e chacun des flux d nergie au pas journalier Kuhn 1993 Selon Ahlmann 1953 la temp rature moyenne annuelle refl te la dur e de la saison d ablation Hoinkes 1955a consid re que la temp rature est un indicateur de la radiation et est reli e a la nature des pr cipitations pluie ou neige Puisque la moyenne journali re de la temp rature inclut la nuit alors que la fusion est essentiellement en journ e la temp rature maximale est parfois consid r e comme un meilleur indice de la fusion U S Army Corps of Engineers 1956 Au contraire Granger et Male 1978 notent que le d ficit nerg tique nocturne de la surface affecte la fusion diurne et d
145. radiation solaire diffuse du ciel Do uniforme sur le glacier de la radiation r fl chie par les pentes environnantes De Do Ve a G 1 Vi VI 9 Ou a est l alb do et V le facteur de vue du ciel Les mesures des stations SMA2 5150 m et SMA3 5550 m sont en accord avec la distribution spatiale de la radiation globale calcul e par le mod le non montr En particulier l ombre des reliefs est correctement simul e N anmoins seuls les clairements sur le plan horizontal peuvent tre compar s car les pyranom tres sont positionn s horizontalement 230 MODELISATION DE LA FUSION VI 3 4 b L alb do VI 3 4 b 1 Formules rencontr es dans la litt rature La param trisation des fluctuations de l alb do contr lant la principale source d nergie est un point crucial du mod le de bilan d nergie chapitre V 2 4 La neige et la glace doivent tre trait es s par ment car leurs domaines de variations temporelles sont distincts L alb do de la neige diminue rapidement avec la transformation de la neige par fusion les cycles de fusion et de regel entra nent un grossissement et un arrondissement des grains ainsi qu une concentration des poussi res en surface chapitre V 2 4 La nuit la formation de givre de profondeur ou de surface peut modifier augmenter temporairement l alb do L alb do de la glace varie peu ses principaux facteurs de variations sont la concentration des poussi res en surface
146. ralement en t saison des pluies l clairement solaire est 139 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE plus fort que l clairement des journ es de ciel clair qui sont concentr es en hiver saison s che figure V 19 Les d p ts de neige sur le pyranom tre orient vers le ciel entra nent des hausses artificielles de l alb do qui peuvent tre incorrectement attribu es la pr sence de nuages Malheureusement les fr quentes pr cipitations solides de faible intensit sont difficiles d tecter au pas horaire paragraphe IV 2 1 1000 800 gt 600 T le O 6 400 5 200 0 T T T T 7 30 8 30 9 30 10 30 11 30 12 30 13 30 14 30 15 30 16 30 heure locale Figure V 19 valeurs demi horaires de la radiation globale 5050 m SMA1 Moyennes sur l ann e 1998 99 des jours couverts 0 8 lt n bulosit lt 1 trait continu et des 34 jours de ciel clair tirets Les journ es d accumulation de neige ont t limin es La figure V 20 montre les variations de l alb do et de la radiation globale au cours de deux journ es sans pr cipitation 14 ao t 1999 et le 11 avril 2000 Les augmentations de la radiation globale sont associ es des baisses de l alb do de l ordre de 0 1 0 2 entre 10 et 25 figures V 20 a b et c J ai v rifi par l observation de plusieurs journ es couvertes que les nuages ne sont jamais associ s une baiss
147. res 0 38 0 49 0 30 Saison des pluies nov f v Moyennes horaires 0 62 0 84 0 34 Ann e La n bulosit n est proche de 1 en saison des pluies sauf lors de quelques journ es de ciel clair en novembre et janvier causant des baisses brutales n 0 1 figure VI 22 a A partir de mars 1999 la saison s che entra ne une baisse de n vers 0 1 0 2 interrompue par plusieurs perturbations nuageuses La figure VI 22 b compare les mesures journali res de RIV avec les calculs en consid rant a 0 4 et b 1 obtenues sur l ann e 1999 2000 tableau VI 8 Le calcul de RW reproduit correctement les variations saisonni res de RIV l erreur est inf rieure 60 W m 20 figures VI 22 c Les calculs reproduisent les trois quarts des variations des mesures r 0 77 Les erreurs de calcul sont distribu es al atoirement pour les clairements de grande longueur d onde inf rieurs environ 280 W m figure VI 23 a Par contre les valeurs les plus fortes de RIV sont sous estim es par les calculs erreur syst matique Les calculs de RW ont t effectu s sur l ann e hydrologique 2000 2001 avec la param trisation du facteur d mission de l atmosph re inchang e figure VI 23 b Les erreurs de calculs sont du m me ordre de grandeur que lors du cycle de calage des param tres a et b 1999 2000 et on observe aussi une sous estimation syst matique des plus fortes valeurs de RI 0280 W m
148. rience le facteur d mission de l atmosph re tait fort cause de nuages l humidit relative mesur e tait proche de 80 ce qui emp che toute 148 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE comparaison avec des mesures sans cran et par ciel clair lorsque la perturbation solaire est maximale G solaire mesure RI atm mesure T cor1 E 320 cor2 1600 SS brutsaert p SN 280 I 1200 5 D T D a 240 m 800 2 2 E 2 D D c 7 S 200 t 400 amp 5 S E 2 160 0 M 6 00 8 00 10 00 12 00 14 00 16 00 18 00 heure locale Figure V 23 puissances demi horaires de la radiations globale solaire G et de la radiation atmosph rique Rlam au cours de la journ e du 12 novembre 1999 L axe Y de gauche se rapporte Rlam L axe Y de droite se reporte G les clairements de grande longueur d onde cor et cor2 sont les corrections de Rlam selon respectivement 1 2 et 2 5 de G cor RI atm kG La courbe en pointill Brutsaert montre clairement 1 7 atmosph rique calcul par 1 24 e T oT o e est la pression de vapeur d eau hPa et T est la temp rature de l air K Brutsaert 1975 Le pyrg om tre orient vers la surface en fusion peut tre calibr car la temp rature de surface est fix e et car le facteur d mission d pend peu des caract ristiques de la neige Selon la loi de
149. sous la surface B est identifi la fusion S Pour chaque maille i les valeurs positives de la somme des flux d nergie Bi Ri Hi Li W m sont converties en quantit d eau de fusion m mm h selon Bi f mi 3600 V1 7 ou L est la chaleur latente de fusion de la glace La densit de la neige n est pas calcul e et le mod le traite uniquement des hauteurs d eau quivalente en variables d entr e et de sortie En saison des pluies la surface du glacier du Zongo est toujours proche des conditions de fusion et l approximation de r gime permanent est justifi e comme en t sur les glaciers alpins En saison s che cette hypoth se est plus discutable car la temp rature de surface suit un cycle nycth m ral marqu chapitre V 2 5 En journ e le flux d nergie de conduction dans la glace ou de fusion regel de l eau de fusion dans la neige utilis pour compenser les frigories nocturnes n est pas pris en compte par le mod le de flux en surface le bilan d nergie n est pas boucl Les r sultats du mod le en saison s che doivent donc tre interpr t s avec pr cautions Une option du mod le applique la conservation de l nergie sur les cycles nycth m raux en ne faisant d buter la fusion qu apr s la compensation du cumul des bilans B n gatifs nocturnes Les variables m t orologiques d entr e du mod le sont les mesures de la station SMAI
150. stratigraphy of the tropical Quelccaya Ice Cap Science 226 50 53 1984a Thompson L G E Mosley Thompson P M Grootes M Pourchet et S Hastenrath Tropical glaciers potential for ice core paleoclimatic reconstructions Journal of Geophysical Research 89 D3 4638 4646 1984b Thompson L G M E Davis E Mosley Thompson T A Sowers K A Henderson V S Zagorodnov P N Lin V N Mikhalenko R K Campen J F Bolzan J Cole Dai et B Francou A 25 000 Year Tropical Climate History from Bolivian Ice Cores Science 282 1858 1864 1998 U S Army Corps of Engineers Summary report of the snow investigations snow hydrology North Pacific Division Portland Oregon 1956 Unsworth M H Long wave radiation at the ground II Geometry of interception by slopes solids and obstructed planes Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 101 25 34 1975 Unsworth M H et J L Monteith Geometry of long wave radiation at the ground I Angular distribution of incoming radiation at the ground Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 101 13 24 1975 Vallon M Errors in the determination of ablation using stakes Journal of Glaciology 7 49 132 133 1968 Vallon M et J C Leiva Bilans de masse et fluctuations r centes du glacier de Saint Sorlin Alpes frangaises Zeitschrift fiir Gletscherkunde und Glazialgeologie 17 2 143 167 1981 Van De Wal R S W J Oerlemans
151. t orologique SMA2 5150 m d altitude photographie de B Pouyaud 29 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES Mat support Moniteur vent vitesse direction ee Centrale Campbell CRIOX Figure III 9 sch ma de la station m t orologique SMA2 5150 m dessin de J P Chazarin 30 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES ILS La glaciologie tropicale Le paragraphe III 5 1 pr sente une revue des tudes peu nombreuses de bilan d nergie sur les glaciers tropicaux Cette th se est la suite directe de deux tudes de l quipe de GREAT ICE sur l hydrologie et le bilan d nergie du glacier du Zongo qui sont pr sent es dans le paragraphe III 5 2 I11 5 1 Les tudes de bilan d nergie sur les glacier tropicaux e Travaux d Hastenrath S Hastenrath a publi deux monographies d crivant les glaciations des Andes tropicales et de l Afrique de l est Hastenrath 1981 Hastenrath 1984 et de nombreux articles sur les flux d nergie en surface des glacier tropicaux Par analyse de mesures de juin ao t 1976 sur la calotte de Quelccaya au P rou 13 56 S Hastenrath 1978 montre que l ablation 5400 m est due la sublimation de la glace et que la temp rature de fusion n est pas atteinte a cause d un alb do de la neige lev Sur le glacier Lewis au mont Kenya Afrique de l est Hastenrath et Patnaik 1980 tudient les flux radiatifs incidents
152. t s entre les nuages de saison s che hiver caus s par les perturbations extratropicales et les nuages bas de saison des pluies t associ s une convection locale peuvent expliquer que la faible mission thermique des nuages de saison s che ne compense plus l att nuation du rayonnement solaire lors des pr cipitations d hiver chapitre VI 3 5 b La figure VII 1 montre les relations entre le d bit de fonte et la dur e de la fusion dans le cycle nycth m ral Les valeurs ont t liss es afin d liminer le d lai d coulement de la surface du glacier jusqu l exutoire paragraphe VI 3 3 Lors d un cycle avec peu de nuages la fusion provient de l nergie solaire et dure moins de 12 heures en raison du fort refroidissement nocturne de la surface Par temps couvert l mission thermique des nuages maintient la temp rature de la surface proche de 0 C durant la nuit La figure VII 1 illustre les diff rentes p riodes de l ann e e Les faibles d bits de saison s che associ s une courte dur e de la fusion e A partir de l quinoxe de septembre l apport d nergie solaire est suffisant pour que le bilan d nergie se maintienne positif Le d bit cro t avec l augmentation de la dur e de fusion atteignant un maximum lorsque le rayonnement solaire des journ es sans nuages causent une fusion intense pendant 10 12 heures par jour e Apr s l installation de la saison des pluies vers
153. tant port sur les variations des relations au cours de l ann e 209 MODELISATION DE LA FUSION VI2 2 Relations entre la temp rature et les flux d nergie Les corr lations lin aires entre la temp rature et le flux d nergie sont analys es en valeurs journali res au cours du cycle annuel paragraphe VI 2 2 a puis compar es avec des r sultats en Arctique canadien paragraphe VI 2 2 b L volution des corr lations au pas mensuel permet d valuer la stabilit des corr lations paragraphe VI 2 2 c L influence sur les corr lations des erreurs de mesures est examin e dans le paragraphe VI2 2 d VI 2 2 a Corr lations sur l ann e et sur la saison des pluies Les mesures utilis es sont la temp rature sur le glacier SMA2 5150 m et hors du glacier M vis 4750 m tableau 111 4 et la fusion journali re selon la bo te fusion chapitre III 4 On consid re les flux d nergie 5150 m du 29 mars 1996 au 31 ao t 1998 calcul s par Wagnon 1999 Sur la p riode consid r e le flux de chaleur latente a t cal sur des mesures directes de la sublimation par une hauteur de rugosit efficace paragraphe V 3 4 Les tableaux VI 1 et VI 2 montrent les matrices des coefficients de corr lation lin aire du bilan radiatif R des flux turbulents de chaleur sensible H et de chaleur latente L du bilan d nergie B R L H quations III 1 des temp ratures basses Tg bas
154. temp rature n a pu tre mise en vidence non montr La diff rence entre la fusion et la radiation nette n est pas reli e la vitesse du vent et est le plus souvent fortement n gative entre 100 et 0 W m pour plus de 60 des jours figure VI 26 265 MODELISATION DE LA FUSION Le cumul des erreurs sur la radiation et surtout sur la fusion contribue a l absence de relation entre la diff rence S R et les variables m t orologiques En effet l ablation pendant 4 heures entra ne une variation de hauteur de la surface de l ordre de grandeur de la sensibilit de la mesure de la sonde ultrasons environ 1 cm chapitre IV 2 1 L absence de mesure de la densit de la neige est aussi une limite de la m thode car la ligne de neige tait g n ralement basse vers 5100 m au cours de l ann e 1999 2000 La surface 5150 m tant le plus souvent recouverte de neige la densit de la neige modifie l intensit de la fusion calcul e partir des mesures ultrasoniques mais non les variations de S R qui sont mal reli es aux variables T u et q quelle que soit la densit la diff rence entre la fusion et la radiation est minimale pour la masse volumique de neige fix e 400 kg m Selon Wagnon 1999 les flux turbulents H L sont proches de 0 W m en saison des pluies et sont de l ordre de 50 W m en milieu de journ e de saison s che en raison de la sublimation de glace En saison
155. the fresh snow and the catch deficiency of the rain gauges In wet season the wind speed at the surface of the Zongo glacier was not very high generally less than 5 m s Figure 6 The distribution of wind speeds during precipitation did not stand out from the overall values of the season Figure 6 In particular precipitation was not associated with the highest wind speeds In 90 of the cases precipitation was associated with wind speeds lower than 4 m s and in 60 of the cases it was associated with wind speeds between 1 and 3 m s Throughout the year wind direction alternated between two directions Figure 7a During the night and up to the beginning of the morning the wind came from the northwest the mountain wind was dominant Figure 1 From the end of the morning up to the end of the afternoon the wind originated in the east or the southeast coming from the valley Figure 7b shows the wind direction according to the hour of the day only during precipitation demonstrating that precipitation was generally associated with wind from the valley especially in the afternoon 52 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE 800 a _ 800 b S 700 700 g E 600 lt 600 a 2 500 500 lt b 400 400 300 E 300 200 200 g 100 100 O oO S 0 0 0 3 6 9 12 15 18 21 24 0 3 6 9 12 15 18 21 24 local time local time 140 c 120 100 80 60 40 20 rain millimet
156. variables m t orologiques Les diff rences sont plus fortes que les carts entre Q7 et CNR1 et maximales en milieu de journ e 200 W m Sur la p riode totale la diff rence moyenne entre Q7 et NR lite est d une dizaine de W m alors qu en journ e les diff rences sont trois fois plus lev es tableau V 3 L cart type des diff rences en journ e 65 W m tableau V 3 est largement sup rieur aux cart types observ s par Halldin et Lindroth 1992 entre six mod les diff rents de bilanm tres cart types compris entre 3 0 et 20 8 W m Le cumul des diff rences dans a montre que durant quelques heures en fin de matin e c est NR lite qui enregistre le plus fort signal Les plus fortes diff rences entre les deux bilanm tres apparaissent surtout par vent faible b Aucune relation n appara t entre les 93 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE diff rences des mesures de radiation et l humidit relative c L augmentation de l exc s de Q7 par rapport NR lite pour les fortes radiations est tr s marqu e d La figure V 3 b montre que les signaux des deux instruments de mesure sont galement bien corr l s NR lite 0 75 Q7 2 2 r 0 98 n 500 V 9 On n observe pas d augmentation de la variance des erreurs d j lev e pour les fortes radiations figure V 3 b En appliquant Q7 la r gression lin aire selon CNRI not Q7cor quation V 8 l accord a
157. 0 a gt 20 a _ 0 a Fu 08 07 12 07 16 07 20 07 24 07 jour Figure V 34 mesures demi horaires de l humidit relative 5150 m du 8 au 23 juillet 1999 Le panneau sup rieur repr sente les mesures du psychrom tre trait et du Vaisala trait plus points La diff rence des humidit s relatives est repr sent e dans le panneau inf rieur L cart entre les deux s ries diminue presque lin airement avec l augmentation de l humidit figure V 34 a et b La relation est plus marqu e la nuit lorsque les mesures non ventil es du Vaisala ne sont pas perturb es par la radiation solaire figure V 34 b Cette relation lin aire provient du fait que le psychrom tre est toujours proche de la saturation En notant RH l humidit relative de lair la diff rence des mesures s crit RH psychrom tre RH vaisala 100 RH vaisala La pr cision du Vaisala est maximale quand l humidit est faible et tend se d grader vers la saturation tableau V 6 alors que l cart entre les deux capteurs est minimum pour les fortes saturations On choisit donc d examiner plus en d tail les mesures du psychrom tre 181 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE s 100 a jour s 100 aa b nuit 2 80 D gt EEE T g 60 Pgs 3 60 5 pl 1 Me S e 40 ee a 40 F s 28 2 ae a eo 8 k 4 2 2 te Se 2 jil 2 ots p ESC amp 2 e
158. 0 MODELISATION DE LA FUSION gaux aux mesures de la station SMAI 5050 m limitant ainsi les sources d erreur Les param trisations de RIV et RIT seront consid r es dans le paragraphe VI 3 8 b VI 3 8 a 1 Cartes de localisation de la ligne de neige Un calcul est effectu o l alb do est d duit de cartes fixant la position de la ligne de neige figure VI 28 b Cinq cartes provenant des observations sont disponibles sur la p riode sim1 figure VI 29 L alb do des mailles sous la ligne de neige est fix 0 35 Qglace 0 35 L alb do des mailles de la zone de neige est la mesure 5150 m SMA2 qui est rest e sup rieure l alb do du n v n v 0 6 au cours de sim1 La position de la ligne de neige est consid r e fixe entre chaque carte successive La simulation surestime beaucoup le d bit de fonte l exc s est de 50 en cumul figure VI 29 Le d bit est uniquement correctement simul lorsque la position de la ligne de neige est connue mais les cartes ne sont pas assez nombreuses pour rendre compte des fr quentes chutes de neige qui r duisent la fusion par effet d alb do De plus ce mod le ne consid re pas la d croissance d alb do entre la mesure 5150 m et les mailles plus hautes de la zone d accumulation l l dates des cartes Oo P w d bit m s N oO _ oO 24 11 03 12 12 12 21 12 30 12 08
159. 0 W m Ce d calage est identifi par comparaison de l clairement de grande longueur d onde par ciel clair RIV avec la param trisation empirique de Kimball et al 1982 RN sur le glacier est obtenu comme r sidu des mesures de la radiation nette et du bilan de courte longueur d onde Rc il n est pas pr cis comment est obtenue l mission RIT Un facteur de correction de RIV est utilis comme param tre de calage du mod le complet du bilan d nergie constant dans le temps mais variable selon le site de mesure On peut noter que l incertitude sur la param trisation empirique de Kimball et al 1982 au pas horaire est sans doute forte La ros e le givre et l eau de pluie d pos s sur le capteur ou le d me absorbent le rayonnement tellurique et peuvent causer de fortes erreurs La modification du rayonnement solaire est moindre car l eau transmet bien la radiation solaire De la condensation peut aussi se former l int rieur des d mes Mukammal 1972 observe une r duction de 50 du signal d un bilanm tre affect par la ros e Les situations de condensation sont fr quentes lorsque la surface est en d ficit radiatif bilan radiatif de l ordre de 60 40 W m Lors des pr cipitations l erreur n a pas de cons quences trop importantes car les conditions nuageuses entra nent un bilan de grande longueur d onde proche de z ro L erreur due la ros e peut tre plus importante Par
160. 00 a montre le profil moyen nocturne de 18h 6h 4320 donn es b montre le profil moyen diurne de 6h 18h 4320 donn es et c montre le profil moyen entre 12 h et 15 h 1080 donn es La couche chaude appara t r guli rement en d but d apr s midi de ciel clair pour des vitesses du vent de l ordre de 2 m s figure V 39 Elle est suffisamment marqu e pour modifier le profil moyen des journ es de saison s che Les histogrammes des hauteurs du maximum et du minimum de temp rature permettent de quantifier la fr quence d apparition de l anomalie thermique figure V 37 Pour un peu plus de la moiti des mesures en journ e le minimum de temp rature est enregistr proximit du sol et le maximum est enregistr 1 m de hauteur figures V 37 a et b correspondant au profil stable observ en moyenne figure V 36 b Un peu moins de la moiti des donn es est marqu e par un maximum en dessous de 50 cm de hauteur impliquant une divergence de chaleur sensible figure V 37 a Les situations d instabilit thermique entra nant la convection libre ne semblent donc pas rares il faudrait aussi mesurer le gradient d humidit A 5050 m le gradient de temp rature entre la surface et 1 m de hauteur fait galement appara tre des situations d instabilit thermique en journ e non montr 186 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Pour environ 20 du temps en journ e le maximum de temp
161. 000 was the period of maximum potential solar irradiance However it was the wet season clouds were frequent and greatly reduced the incoming solar radiation especially in the afternoon In the high mountain elevations the maximum nebulosity and precipitation during the afternoon leads to an azimuth asymmetry of the surface heat budget Figure 2 In the predominantly cloud free morning the eastward facing slopes receive strong insolation In contrast on the slopes facing west the insolation of the afternoon is reduced by clouds An asymmetrical extension of the tropical glaciers between the west and east slopes can thus dominate the south north contrast which tends to become less pronounced near the equator Hastenrath 1991 p 20 Precipitation on the Zongo glacier is examined during two hydrological years 1998 1999 and 1999 2000 During the 1998 1999 year the glacier mass balance was slightly negative 0 33 m water equivalent whereas during the following year it was slightly positive 0 10 m w e 44 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE 602 AUGUST 2000 1350 5724 5424 MAY 5124 482 452 4224 FEBRUARY DAYS 3924 3624 13 W asenbs s d SYeEM NOVEMBER 332 302 300 272 242 AUGUST 1999 7 8 9 1011 12131415161718 LOCAL TIME Figure 2 Hourly values of global radiation recorded at 5150 m a s l on the Zongo glacier from August 1999 to Augu
162. 1963 est en fait tr s proche de l quation physique de Brutsaert 1975 o interviennent e et T En raison des perturbations de la radiation solaire sur la mesure de RIV en journ e paragraphe V 2 5 b les formules empiriques du facteur d mission atmosph rique sont souvent cal es sur les mesures de nuit Or le calage en conditions d inversion thermique nocturne entra ne un biais sur le calcul de 4 en journ e selon Paltridge et Platt 1970 l quation de Swinbank 1963 sous estime le valeurs diurnes de 20 W m Sur les glaciers les param trisations de a T e doivent tenir compte des conditions particuli res d inversion thermique et de temp ratures n gatives Vamamouchi et Kawaguchi 1984 Aase et Idso 1978 Les param tres doivent aussi tre ajust s la haute altitude en raison de la r duction de la couche d atmosph re 245 MODELISATION DE LA FUSION Tableau VI 7 principales m thodes de calcul du facteur d mission de l atmosph re sans nuages Source M thode Notes Angstrom 1916 Eac a b exp c e a b et c param tres empiriques Brunt 1931 Eac a b e Une des formules les plus utilis es Swinbank 1963 Eac 0 92 10 T Idso et Jackson 1969 e 1 0 261 exp 7 77 10 273 T Tr s utilis Staley et Jurica 1972 e a e R sultat de calculs th oriques d int gration du facteur d mission sur toute l atmosph re Bru
163. 1999 138 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Les p nitents et les sastrugis forment une rugosit de plusieurs dizaines de centim tres de hauteur orient e dans une direction privil gi e Sur l Illimani l influence des sastrugis sur l alb do ne peut tre distingu e de l effet du cycle diurne de l angle solaire cause de la forte perturbation de la pente quand le soleil est bas figure V 18 Les sastrugis se forment haute altitude dans la neige froide alors que l alb do des p nitents de basses altitudes peut modifier l ablation Depuis 1998 le glacier n a pas t recouvert de p nitents de hauteur sup rieure quelques centim tres Les mesures d alb do 5150 m d ao t 1997 sur un champs de p nitents de neige de 10 20 cm de haut ne suivent pas de variations diurnes asym triques qui seraient li es au cycle de l azimut solaire non montr Une tude de l influence des p nitents sur l alb do reste entreprendre En Antarctique Wendler et Kelley 1988 tudient l influence des sastrugis sur l alb do en appliquant un mod le g om trique qui repr sente l ombre projet e par les irr gularit s de surface Un tel mod le peut tre adapt la g om trie des p nitents En saison des pluies les chutes de neige sont fr quentes et la fusion intense entra ne une transformation rapide de la neige mouill e chapitre IV 2 Les cycles de fusion et de regel provoquent une baisse d
164. 2 5150 m du 8 au 23 juillet 1999 permettant une comparaison entre les mesures d un psychrom tre SMA2 et d un instrument Vaisala constitu d une thermistance et d un hygrom tre capacitif SMA1 Les mesures taient 180 cm de hauteur au dessus d une surface de neige Des p riodes de ciel clair ont altern avec des pisodes de chutes de neige Les mesures perturb es par des d p ts de neige ou d eau liquide ont t limin es Les psychrom tres prototypes INRA sont compos s de deux thermocouples cuivre Constantan identiques plac s c te c te sur le m me support L un des deux est maintenu mouill gr ce une m che hydrophile plongeant dans un r servoir d eau Une concentration de 10 d alcool est maintenue dans le r servoir afin d viter le gel Les thermocouples sont prot g s de la radiation solaire par deux cylindres blancs de diam tres 12 et 8 cm recouverts d un disque blanc de 30 cm de diam tre Une ventilation artificielle est assur e en permanence par aspiration d air environ 2 4m s Le thermom tre sec indique la temp rature de l air T le thermom tre mouill indique une temp rature mouill e Tm inf rieure T L humidit de Pair est d duite de l cart entre les deux temp ratures par la formule empirique de Regnault INE pp V 44 o p est la pression atmosph rique e est la pression de vapeur et e Tm est la pression de vapeur saturante la te
165. 2000 Pl ss et Mazzoni 1994 obtiennent une simulation de la fusion de la neige par un mod le degr jour aussi bonne sinon meilleure qu avec un mod le de bilan d nergie La sensibilit des glaciers la temp rature calcul e par le bilan d nergie Oerlemans 1993 est tr s proche de celle calcul e plus simplement par un mod le degr jour Braithwaite et Zhang 1999 Une fois cal tout mod le est soumis aux trois r gles de la trag die classique ch re de Marsily 1994 unit de lieu unit d action et unit de temps L unit de lieu n est pas 206 MODELISATION DE LA FUSION respect e lorsque un mod le d velopp sur les glaciers des montagnes temp r es est transpos sans pr caution sur des glaciers r partis dans le monde entier Ainsi la transposition sur le glacier du Zongo du mod le de fusion de la neige Crocus d velopp dans les Alpes fran aises Brun et al 1992 a donn des r sultats m diocres Wagnon 1999 L unit d action n est pas respect e si un mod le est transpos d un glacier ot la fusion provient de la chaleur sensible vers un glacier ou les flux radiatifs sont dominants L unit de temps posant la stationnarit des processus est une difficult majeure pour la pr vision des variations des glaciers lors d un r chauffement climatique L unit de temps est viol e lorsqu un mod le degr jour cal sur l poque actuelle e
166. 3 juillet 1999 a montre T T selon le jour b montre T selon T T c montre e selon T T et d montre e selon e Tp L humidit d pend essentiellement du terme ew Tm 0 8 figure V 35 d donc de la temp rature mouill e Tm qui n est pas reli e a la diff rence T T figure V 35 b Les erreurs sur la mesure de la temp rature mouill e affectent fortement la mesure de l humidit La pr cision de la temp rature mouill e d pend de l alimentation de la m che partir du r servoir Sur le glacier le gel peut perturber les mesures L efficacit 183 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE de l ajout d alcool dans le r servoir est contr l e en milieu de journ e lors des visites sur le terrain mais jamais la nuit Si l alimentation en eau de la m che du thermocouple mouill n est pas suffisante pour compenser l vaporation la m che s ass che Tm rejoint T et la mesure du psychrom tre donne un air satur en humidit e e Tm ey T Ainsi un d faut d alimentation en eau du thermocouple mouill d par exemple une mauvaise conception de la m che explique que l erreur du psychrom tre augmente avec la s cheresse de l air La pression atmosph rique dans l quation V 45 provient de la relation entre l humidit sp cifique et la pression de vapeur quation V 24 Au niveau de la mer p 1000hPa la contribution de la diff rence
167. 4830 de surface de captation inf rieure 800 cm lecture journali re sont moins fiables que les pluviom tres totalisateurs lecture mensuelle section 2000 cm cause des perturbations du vent de l accumulation de neige ou de gr sil et d une fuite sur P4750 L installation d un pluviom tre sur le glacier Pg0 a permis de montrer que le d ficit des mesures des pluviom tres sur les moraines est d au moins 20 en raison de la turbulence cr e par le vent Il est aussi possible que le glacier re oive plus de pr cipitations que les moraines mais cet effet est tr s difficile 4 v rifier Les bilans de masse selon la m thode hydrologique calcul s depuis 1995 avec les pluviom tres sur les moraines doivent donc tre revus la hausse Finalement aucune relation entre les pr cipitations et l altitude ne peut tre mise en vidence l chelle du bassin versant du glacier La pr cipitation mesur e d pend essentiellement de ph nom nes locaux tels que l exposition au vent ou le type du pluviom tre Sur la ligne d quilibre toute et seulement la neige tomb e dans l ann e a fondu Par exemple sur l ann e 1996 97 la ligne d quilibre tait vers 5180 m d altitude et l ablation 5150 m tait de 1200 mm d eau selon Wagnon et al 1999 On retrouve une pr cipitation sur le glacier de l ordre de 1 m d eau 64 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE IV 3 La m thode glaciologique L
168. 5 0 4 0 3 G 2 0 2 Il I qu Qu A HLH Nt MAW AN 0 1 Mi MAR A ANS Wu Ny l I 0 PTT dT PP PPP TIITII T NON OO M OO lt LD LD O O ON NN SeSSSSSSeSsSseSsesesese SPS ees tds Ne eee Figure VI 41 d bits de fonte mesur s courbe bleue et calcul s courbe rouge du 12 f vrier au 31 juillet 2000 sim2 L alb do est calcul avec n 7 5 jours au lieu de 10 jours quation VI 11 VI 3 8 c 3 Sources d nergie et causes de la faible fusion en saison s che e Les sources d nergie Le rayonnement solaire est minimum en saison s che hiver austral mais reste lev en raison de la basse latitude Rextra est de l ordre de 300 W m tableau V 4 p 103 L alb do reste lev de l ordre de 0 7 causant un bilan Re toujours inf rieur a 250 W m figure VI 42 Alors que RI est proche de z ro en saison des pluies ce flux repr sente un puits d nergie important entre 100 et 150 W m en puissance horaire moyenne sur tout le glacier lors des journ es sans nuages de saison s che figure VI 42 En moyenne sur le glacier la somme des flux turbulents H L devient progressivement n gative en saison s che atteignant une puissance horaire de l ordre de 50 W m figure VI 42 lorsque l air est sec et surtout lorsque le vent de glacier est fort chapitre V 3 4 Le bilan d nergie n est jamais tr s lev inf rieur une centaine de W m en moyenne
169. 5 o Le 2 0 90 BS h gt o g eE 26 mai i t e 2 27 mai g 6 5 t g 20 mai 2 g aaa eee 29 mai 0 85 as ee g is 7 2juin 6 juin 0 80 l l l l l l l l 9 00 10 00 11 00 12 00 13 00 14 00 15 00 16 00 heure locale Figure V 17 moyennes demi horaires de l alb do sur I Ilimani 6340 m de 8h30 a 16h30 heures locales au cours de 6 journ es de ciel clair entre le 24 mai et le 6 juin 1999 Les mesures d alb do sont corrig es de l effet de pente selon Grenfell et al 1994 Cette correction aussi appliqu e sur le glacier du Zongo est sensible l orientation de la surface 20 pr s environ et surtout son inclinaison au degr pr s paragraphe V 2 4 f 1 Les figures V 18 a et b montrent qu une inclinaison de la surface de 2 vers l est suffit redresser les variations de l alb do L effet de la pente est tr s fort car aucun relief ne cache le soleil qui est sa position la plus basse de l ann e 137 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE La figure V 18 b semble montrer une accentuation de la d pendance de l alb do selon l angle d incidence quand le soleil est le plus bas similaire ce qu observent Carroll et Fitch 1981 en Antarctique Ici la pr cision des corrections est limit e par les facteurs suivants i ni la pente ni l orientation de la surface ne sont connues ii les erreurs sur la correction g om trique de Grenfell et a
170. 74 5397 5403 1969 Idso S B et B L Blad The effect of air temperature upon net and solar radiation relations Journal of Applied Meteorology 10 604 605 1971 Idso S B Systematic deviations of clear atmospheric thermal radiation from predictions of empirical formulae O R Meteorol Soc 98 399 401 1972 Idso S B A set of equations for full spectrum and 8 to 14 microm and 10 5 to 12 5 microm thermal radiation from cloud less skies Water Resources Research 17 2 295 304 1981 Jackson B S et J J Carroll Aerodynamic Roughness as a Function of Wind Direction over Asymmetric Surface Elements Boundary Layer Meteorology 14 323 330 1978 Johanneson T O Sigurdsson T Laumann et M Kennett Degree day glacier mass balance modelling with applications to glaciers in Iceland Norway and Greenland Journal of Glaciology 41 138 345 358 1995 Jomelli V Y Caballero P Chevallier et P Ribstein Hydrological characteristics of slope deposits in high tropical mountains Cordillera Rea Bolivia Catena 2002 sous presse Jonsson S Local climate and mass balance of a blue ice area in western Dronning Maud Land Antarctica Zeitschrift ftir Gletscherkunde und Glazialgeologie 26 1 11 29 1990 Jordan E Die Gletscher des Bolivianieschen Anden 1 ed 397 pp Franz Steiner Verlag Stuttgart 1991 320 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Kaser G A Ames et M Zamora Glacier fluctuations and cl
171. 80 800 900 1000 1100 d bit l s pr cipitation mm an Figure IV 4 diff rences entre les bilans hydrologique bh et glaciologique bn de 1991 1999 selon le d bit a et selon les pr cipitations b IV 6 Conclusions Les chutes de neige sur le glacier sont sous estim es par les pluviom tres Le biais peut tre estim entre 20 et 50 par comparaison entre diff rentes m thodes de mesure sur et hors du glacier pluviom tres sonde ultrasons accumulation sur le glacier fusion la ligne d quilibre par analyse des conditions de vent et de densit de la neige et par comparaison entre les bilans glaciologique et hydrologique Les erreurs sur la m thode glaciologique sont fortes et mal connues La pr cision est estim e au mieux de l ordre de 400 mm d eau par an La fusion tend tre sous estim e en raison de l absence de mesures dans les zones de s racs et de crevasses L erreur sur la mesure de l accumulation essentiellement li e au faible nombre de mesures repr sentant une grande surface du glacier est difficile estimer Les diff rences entre les bilans glaciologique et hydrologique sont essentiellement dues au d ficit de la mesure des pr cipitations Les incertitudes sur chaque m thode sont fortes mais les variations du bilan de masse autant contr l es par la fusion que par l accumulation semblent correctement mesur es Une dizaine d ann es de mesures permet une estimat
172. 80 plus haut A partir d images Landsat et de photographies a riennes Arnaud et al 2001 relient l altitude de la ligne de neige sur la calotte sommitale du Sajama aux pr cipitations annuelles afin de quantifier l influence des v nements El Ni o sur le climat de l Altiplano bolivien L observation des facteurs contr lant l alb do est n cessaire avant une discussion sur les param trisations orient es vers les processus physiques chapitre VI 3 L alb do de la glace variant moins vite que l alb do de la neige notre tude se concentre sur les effets du m tamorphisme de la neige Les conditions d ensoleillement sur le glacier du Zongo contrastent avec les conditions stables sur de longues p riodes rencontr es aux hautes latitudes L clairement solaire est fort toute l ann e en raison de la basse latitude et de la haute altitude l amplitude diurne de l angle solaire z nithal est grande et l azimut solaire varie du nord au sud selon les saisons Le paragraphe V 2 4 b pr sente la g om trie de la r flexion du rayonnement solaire ainsi qu une revue des facteurs contr lant la r flectance de la neige Les cycles annuels de la radiation globale et de l alb do sont li s l alternance de la saison s che et de la saison des pluies paragraphe V 2 4 c Les propri t s optiques de la neige varient fortement selon la longueur d onde dans le domaine du spectre solaire Des mesures de r fl
173. 9 puis Zuo et Oerlemans 1996 donnent des exemples d application de cette m thode dite m thode r siduelle La bulk m thode au dessus de la surface en fusion permet d crire quations V 26 et V 27 S R H L pC Dy T p L Di q qo VI31 o T est exprim e en degr Cesius Ts 0 C et qo est l humidit sp cifique saturante 0 C 0 012 g g Puisque la stabilit thermique de l air n est pas prise en compte dans le mod le de Hock 1998 pC Duu et p LsD u sont des constantes not es respectivement Cy et Cr S R u Cu T Ci q qo VI 32 Afin d examiner les mesures sur le glacier en r gime permanent de fusion on examine les moyennes entre 12h et 16h du 30 juillet 1999 au 1 septembre 2000 paragraphe V 2 5 c La fusion S est estim e partir des mesures de la sonde a ultrasons 5150 m SMA2 Les changements de hauteur mesur s par la sonde sont convertis en quivalents en eau par la densit de la glace 0 9 lorsque l alb do est inf rieur 0 4 paragraphe V 2 4 c Pour la neige alb do gt 0 4 plusieurs densit s ont t consid r es 200 kg m 300 kg m 400 kg m ou 600 kg m Les calculs ont t effectu s avec les mesures m t orologiques 5150 m SMA1 puis 5050 m SMA2 o la mesure des flux radiatifs est plus pr cise chapitre V 2 3 Quelle que soit la station m t orologique aucune relation entre S R u et l humidit ou la
174. 9 to May 2000 The thick thin line shows the accumulation of precipitation measured by the ultrasonic depth gauge converted into water equivalent with a density of 0 20 0 30 The circles represent the measurements from the Pg rain gauge placed near the 56 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE ultrasonic gauge The diamonds represent the measurements of Pg increased by 50 to compensate for the catch deficiency However the catch deficiency of the rain gauge entails a high uncertainty on the estimation of the density Figure 4 shows that from January 1 to April 30 2000 a snow cover of 2 30 m accumulated at 5150 m a s l but the density profile was not known Snow pits observations made at 5150 m a s l at the end of the wet seasons of 1995 1996 and 1997 showed that the snow cover has a mean density value varying from 450 to 500 kg m So we can estimate that about 1 m w e of snow accumulated at 5150 m a s l during the wet season 2000 To obtain m w e with 3 3 m of snow the density of the fresh snow must be 300 kg m During each field visit snow density measurements are taken 10 cm below the surface the minimal density measured was on the order of 200 kg m From March 28 to 29 2001 the density measurements of 11 snow samples were taken on the glacier during and a few hours after snowfalls The median of these measurements was 200 kg m the high and low values were 340 kg m and 150 kg m respectively As a result
175. 998 1999 et 1999 2000 the surface of the glacier was not covered with penitents which could have disturbed the ultrasonic depth gauge measurements In this zone of the Zongo glacier the snow density is high because the surface remains in melting conditions all year long This ensures a proper detection of the snow surface by the ultrasonic depth gauge Campbell Scientific 1993 Laffin Campbell Scientific Canada personal communication Table I Specifications of the UDGOI Ultrasonic depth gauge according to the manufacturer Frequency 50 kHz Measurement range 0 6 to 10 meters Accuracy 1 cm or 0 4 of distance to target whichever is greatest Discontinuity module 1 mm Beam acceptance angle Approximately 20 Operating temperature 25 to 50 C Operating humidity 5 to 95 non condensing 2 2 2 The rain gauges A storage rain gauge Pg opening 2000 cn height 1 m was set up on the glacier on September 1 1999 approximately 20 m away from the ultrasonic depth gauge It contained 1 cm of oil to reduce loss by evaporation Until the end of April 2000 the depth of the water was measured and the rain gauge was adjusted in the vertical position every two weeks At 6 km from the Zongo glacier and at an elevation of 3900 m a s l in the same drainage basin a tipping bucket recording gauge Pv opening 900 cm measured precipitation every half hour at 0 1 mm increments 2 2 3 The weath
176. A1 et 5150 m SMA2 respectivement Pour chaque heure l cart la mesure est converti en hauteur d eau de fusion alg brique selon Am Omesure Qcalcul G Le x 3600 secondes VIL 33 o G est la radiation globale et L est la chaleur latente de fusion de la glace Am repr sente l erreur de fusion caus e par l erreur d alb do Am lt 0 si l alb do est surestim Les figures VI 36 b et d montrent les cumuls sur la p riode sim1 de Am a 5050 m et 5150 m respectivement Les volutions g n rales de l alb do sont correctement simul es aux deux stations m t orologiques figures VI 36 a et c En particulier les alternances des p riodes de glace et de neige 5050 m sont bien simul es Cet accord tend valider la mesure des chutes de neige au pas horaire N anmoins les erreurs d alb do m me faibles entra nent une forte erreur sur la fusion A 5050 m la surestimation de l alb do de la glace fix 0 35 dans le mod le de novembre d cembre est compens e par la sous estimation des effets des chutes de neige 278 MODELISATION DE LA FUSION figures VI 36 a et b Lorsque la surface est recouverte de neige les calculs surestiment syst matiquement l alb do ce qui entra ne une sous estimation de la fusion de 200 mm d eau cumul e sur la p riode sim1 biais d environ 20 de la fusion totale 5050 m Les erreurs d alb do sont plus faibles 5150 m
177. Auer 1974 Kirnbauer et al 1994 La nature des pr cipitations sur le glacier d pend donc de deux param tres mal connus la temp rature T le gradient de temp rature selon l altitude fix a 0 6 C par 100 m paragraphe V 3 4 La fusion calcul e sur l ensemble du glacier est compar e aux mesures horaires d un limnigraphe 4830 m figure IIL 1 La contribution au d bit des parties non glaciaires un tiers du bassin contribuant environ 10 du d bit de saison des pluies est estim e par un coefficient d coulement fix 0 8 chapitre IV 4 Les tapes de calcul ainsi que les diff rentes options de param trisation des flux sont d taill es dans l extrait de la notice du mod le reproduite en annexe B 225 MODELISATION DE LA FUSION Tableau VI 4 entr es du mod le de Hock 1998 Donn es Obligatoire X Optionnelle O Source Variables Temp rature de l air x m t orologiques Humidit relative X Vitesse du vent X Radiation globale X Radiation solaire r fl chie 0 Mesures la station Radiation nette O Radiations thermiques O incidente et mise par la surface N bulosit O Pr cipitation X Donn es Altitude X Mod le Num rique de topographiques de Terrain MNT chaque maille Pente X Calcul e selon le MNT Orientation X Calcul e selon le MNT Facteur de vue du ciel O Calcul selon le MNT Couverture neigeuse
178. BIBLIOGRAPHIQUES Rasmussen L A H Conway et S A Ferguson Estimation of atmospheric transmittance from upper air humidity Solar Energy 62 5 359 368 1998 Reijmer C H W Knap et J Oerlemans The surface albedo of the Vatnaj kull ice cap Iceland a comparison between satellite derived and ground based measurements Boundary Layer Meteorology 92 125 144 1999 Ribstein P E Tiriau B Francou et R Saravia Tropical climate and glacier hydrology A case study in Bolivia Journal of Hydrology 165 221 234 1995 Rigaudi re P P Ribstein B Francou B Pouyaud et R Saravia Mesures m t orologiques hydrologiques et glaciologiques ann e hydrologique 1993 94 43 ORSTOM 69 pp 1995a Rigaudi re P P Ribstein B Francou B Pouyaud et R Saravia Un mod le hydrologique du glacier du Zongo 44 ORSTOM 90 pp 1995b Roche M F Dictionnaire fran ais d hydrologie de surface 1 ed 288 pp Masson Paris New York 1986 Rouse W R Examples of enhanced global solar radiation through multiple reflection from an ice covered Arctic sea Journal of Climate and Applied Meteorology 26 670 674 1987 Rozanski K et L Araguas Spatial and temporal variability of stable isotope composition of precipitation over the South American continent Bulletin de l institut fran ais d tudes andines 24 3 379 390 1995 Satterlund D R An improved equation for estimating long wave radiation from the
179. E une augmentation de l alb do de surface figure V 20 contribuant aussi a l accentuation de la radiation solaire ex Wendler et Kelley 1988 04 0 3 0 2 fr quence 0 1 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 heure locale Figure V 22 histogramme des maximaux journaliers de la radiation globale la SMA2 au cours de l ann e 1998 1999 V 2 4 h Conclusions sur le bilan radiatif solaire Les pyranom tres sont des instruments plut t fiables et pr cis le signal enregistr tant fort les erreurs relatives sont faibles g n ralement Les incertitudes sur les mesures de la radiation globale et de l alb do sont au mieux de l ordre de 5 et de 10 respectivement En raison de la haute altitude le facteur de transmission solaire de l atmosph re est lev par ciel clair de l ordre de 88 lorsque le soleil est au Z nith Les variations saisonni res de la radiation globale sont contr l es par les nuages alors que les variations spatiales sont contr l es par la pente locale et le relief environnant effet de masque et r flexion sur les pentes de neige Par ciel clair la position horizontale des pyranom tres alors que la pente de la surface est l g rement orient e vers l est entra ne un artefact de mesure sous la forme d une d croissance diurne de l alb do Les mesures sont corrig es selon les distribu
180. E DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 1 0 0 9 4 0 8 4 0 7 4 0 5 4 0 4 4 0 3 4 0 2 AWS1 0 1 0 0 1 7 1 albedo local time albedo OOG aan albedo o oa local time Figure 5 Correction of the albedo measurements a b Half hourly mean values of the corrected albedo measurements at AWSI and AWS2 respectively over the selected 22 clear sky days Slope corrections were made with equation 2 applied to the pixels located within a circle of a 2 5 m radius centered on the pyranometers c Half hourly values computed as the averages of the half hourly values on the 22 clear sky days Dashed lines are albedo measurements Solid lines are corrected values We applied the correction equation 2 considering this time the mean aspect and the mean slope values Table 1 of each of the two sites on May 30 2000 Figure 6 The result was very close to that obtained by considering the aspect and slope distributions 132 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Figure 6a The two surfaces around AWS1 and AWS2 can therefore be considered plane The sensitivity of the correction based on the mean aspect and mean slope values was examined on both sites At the AWSI site an error of 20 in the estimation of the aspect led to an appreciable error on the corrections Figure 6b top The slopes around AWS2 were too small for an error on the aspect to have an influence on the correction on
181. FERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Angstr m A Uber die Gegenstrahlung der Atmosph re Meteorol Z 33 529 538 1916 Angstr m A Der einfluss der bodenorberfl che auf das lichtklima Gerlands Beitr Geoph 34 123 130 1931 Aoki T M Fukabori A Hachikubo Y Tachibana et F Nishio Effects of snow physical parameters on spectral albedo and bidirectional reflectance of snow surface Journal of Geophysical Research 105 D8 10 219 10 236 2000 Arendt A Approaches to modelling the surface albedo of a high Arctic glacier Geografiska Annaler 81A 4 477 487 1999 Arnaud Y F Muller M Vuille et P Ribstein El Nino Southern Oscillation ENSO influence on a Sajama volcano glacier Bolivia from 1963 to 1998 as seen from Landsat data and areal photography Journal of Geophysical Research 106 D16 17 773 17 784 2001 Arnold N S I C Willis M J Sharp K S Richards et W J Lawson A distributed surface energy balance model for a small valley glacier 1 Development and testing for Haut Glacier d Arolla Valais Switzerland Journal of Glaciology 42 140 77 89 1996 Auer A H The rain versus snow threshold temperatures Weatherwise 67 pp 1974 Barry R G Mountain Weather and Climate 1 ed 400 pp Routledge London 1992 Behrens H U L schhorn W Ambach et H Moser Studie zum Schmelzwasser abfluss aus dem Akkumulationsgebiet eines Alpengletschers Zeitschrift fiir Gletscherkunde und Glazia
182. H peuvent tre exprim s par les relations de gradient de flux du V 18 dz Ce V 19 dz tira V 20 dz o u est la vitesse de vent T est la temp rature q est l humidit sp cifique g est l acc l ration de la pesanteur Km Ky et Kg sont respectivement les coefficients de diffusion turbulente de quantit de mouvement de chaleur sensible et de chaleur latente tous fonction de la hauteur z L int gration des quations V 18 V 19 et V 20 entre deux hauteurs z et z permet de calculer les flux par la m thode des profils M P Dm u2 uz V 21 H p C Du T2 T3 V 22 L P L DL q2 Ee qz1 V 23 ou Dy Dy et DL sont les coefficients globaux d changes turbulents bulk exchange coefficients de quantit de mouvement de chaleur sensible et de chaleur latente respectivement L humidit sp cifique q en g g est reli e la pression de vapeur par e q 0 622 V 24 Pp Lorsque l humidit intervient quations V 20 et V 23 il est th oriquement n cessaire de distinguer la saturation au dessus de la surface de glace L chaleur latente de sublimation de la saturation au dessus d une surface d eau liquide L chaleur latente de 171 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE vaporisation N anmoins les valeurs de L et Ly sont proches 2 8 10 J kg et 2 5 10 J kg respectivement et leur distinction a en fait une faible incidence sur les calcu
183. I CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES II 1 Introduction Mon travail s inscrit dans un programme de recherche initi il y a 10 ans Dans ce chapitre de pr sentation du contexte de l tude je me suis efforc de pr senter des l ments nouveaux et compl mentaires des tudes pr c dentes Autant les variations journali res saisonni res et interannuelles des variables m t orologiques ont t amplement comment es dans les rapports annuels de l IRD Rigaudi re et al 1995a Wagnon et al 1995 Berton et al 1997 Sicart et al 1998 Leblanc et al 2000 Etienne et al 2001a et 2001b et repris par Wagnon 1999 autant le contexte climatique r gional n a t que bri vement pr sent dans ces tudes Le chapitre IIL 3 pr sente les caract ristiques climatiques de la r gion andine bolivienne Le chapitre IIL 4 pr sente le dispositif de mesure du bilan de masse du glacier du Zongo Le chapitre II 5 fait une revue des tudes des glaciers tropicaux en particulier les tudes du bassin versant du glacier du Zongo IIL2 Site d tude Le glacier du Zongo est situ sur les flancs du Huayna Potosi 16 15 S 68 10 W en Cordill re Royale bolivienne environ 30 km au nord de La Paz Figure III 1 La Cordill re Royale de direction NW SE regroupe un peu plus de la moiti des glaciers de Bolivie Jordan 1991 Elle est bord e l est par le haut plateau andin Altiplano 15 S 21 S d
184. IEURES nuageux de moins de un dixi me 4 une augmentation de la temp rature de 2 C a une TE se augmentation de l humidit sp cifique de moins de 1g kg ou une combinaison de ces trois for ages Hastenrath 1995 fait une synth se des reculs des glaciers tropicaux au cours des deux derniers si cles Les glaciers tropicaux ont initi leur recul au milieu du dix neuvi me si cle dans les Andes quatoriales et en Nouvelle Guin e alors que les glaciers d Afrique de l est n ont commenc reculer qu la fin du dix neuvi me si cle Au cours des deux derni res d cennies du vingti me si cle le recul se serait accentu pour l ensemble des glaciers tropicaux On peut noter que Hastenrath 1995 n voque pas le Petit Age de Glace qui a t tr s peu tudi aux basses latitudes et est pourtant consid r comme un ph nom ne d chelle plan taire ex Broecker 2001 e Travaux de Kaser Kaser 1996 a d fendu une th se d habilitation sur les glaciers tropicaux au d partement de g ographie de l universit d Innsbruck avec comme principal sujet la Cordill re Blanche au P rou Appliquant le mod le de Kuhn Kuhn 1980 Kuhn 1989 qui d crit la r ponse de l altitude de la ligne d quilibre aux fluctuations climatiques Kaser tudie les gradients de bilan selon l altitude des glaciers tropicaux en posant la p riode d ablation est l ann e complete l a
185. II 4 Les m thodes de mesure du bilan de masse I11 4 1 Les m thodes glaciologique et hydrologique On consid re g n ralement qu il existe une p riode d accumulation o les pr cipitations l emportent sur l ablation suivie d une p riode d ablation pendant laquelle c est le contraire Le cycle est annuel La fin de la p riode d ablation marque par convention le d but de l ann e budg taire Ce n est l qu un sch ma et m me dans les Alpes o ont t d velopp s les concepts glaciologiques pr cipitations solides et ablation se succ dent tout au long de l ann e lorsqu elles n agissent pas simultan ment Dans les Andes boliviennes la saison des pluies est une p riode d accumulation en zone haute des glaciers et d ablation en zone basse La saison s che qui se termine en g n ral au d but du mois de septembre est une p riode de faible ablation pour l ensemble du glacier Ainsi en Bolivie l ann e budg taire est compt e partir du premier septembre Le bilan de masse d un glacier est sa variation de masse au cours de l ann e budg taire Le bilan de masse est exprim en tonnes de glace par an La zone d accumulation est la r gion o le bilan de masse annuel est positif la zone d ablation la r gion o il est n gatif La fronti re entre les deux zones est appel e ligne d quilibre On d finit aussi le bilan de masse en un point de la surface du glacier exprim en tonnes
186. IV 2 ce n est pas le coefficient de ruissellement qui intervient ex Rigaudi re et al 1995b Wagnon 1999 mais bien le coefficient d coulement d fini par Roche 1986 p 69 selon Pour un intervalle de temps donn ou pour un v nement pluie d bit donn c est le rapport du volume total coul l exutoire du bassin au volume pr cipit sur ce bassin La m thode hydrologique est appliqu e chaque ann e au glacier du Zongo dans les rapports d activit de GREAT ICE Jusqu en 1996 les pr cipitations du bilan hydrologique taient les mesures de P4750 augment es de 20 Ribstein et al 1995 Francou et al 1995 Depuis l ann e 1996 97 Pan est la moyenne des pr cipitations annuelles mesur es par les pluviom tres totalisateurs P2 P3 P4 et P5 afin d int grer plusieurs mesures et car le d ficit de P4750 est fort Sicart et al 1998 Ces mesures de pr cipitations sont encore trop faibles car le paragraphe IV 2 2 a montr que les pr cipitations sur le glaciers sont sup rieures d environ 20 aux pr cipitations mesur es par les pluviom tres totalisateurs Les sources principales d incertitudes de la m thode hydrologique sont le coefficient d coulement des zones non glaciaires et les pr cipitations Les surfaces sans glace sont constitu es de zones rocheuses et de moraines lat rales Jomelli et al 2002 estiment que le temps de transfert de l eau de pluie travers les moraines
187. Journal of Applied Meteorology 32 539 547 1993 Cutler P et D S Munro Visible and near infrared reflectivity during the ablation period on Peyto Glacier Alberta Canada Journal of Glaciology 42 141 333 340 1996 Dagnelie P Th orie et m thodes statistiques Applications agronomiques Volume II 1 ed 463 pp Les presses agronomiques de Gembloux Gembloux Belgique 1975 Deacon E L The derivation of Swinbank s long wave radiation formula O R Meteorol Soc 96 313 319 1970 Deadorff J W Efficient prediction of ground surface temperature and moisture with an inclusion of a layer of vegetation Journal of Geophysical Research 83 1889 1903 1978 Denby B et W Greuell The use of bulk and profile methods for determining surface heat fluxes in the presence of glacier winds Journal of Glaciology 46 154 445 452 2000 Dingman L Physical hydrology 1 ed 575 pp Prentice Hall New York 1994 Dirmhirn I et F D Eaton Some characteristics of the Albedo of Snow Journal of Applied Meteorology 14 375 379 1975 Dozier J A clear Sky spectral solar radiation model for snow covered mountainous terrain Water Resources Research 16 4 709 718 1980 Dozier J et S G Warren Effect of Viewing Angle on the Infrared Brightness Temperature of Snow Water Resources Research 18 5 1424 1434 1982 Dozier J Recent Research in Snow Hydrology Reviews of Geophysics 25 2 153 161 1987
188. Kirchlof le facteur d absorption de la glace gale le facteur d mission paragraphe V 2 1 Le capteur orient vers le bas mesure la somme des flux mis eoT et r fl chi 1 e RIV La figure V 24 montre la temp rature de surface du glacier d duite de l existence radiative de la surface lors d une semaine de beau temps de mai 2000 La surface tait recouverte de neige en fusion en milieu de journ e alors que la temp rature de surface mesur e atteint 2 3 C correspondant un exc s de RIT de 8 12 W m 149 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE La radiation solaire p n tre dans la neige alors que les pertes radiatives ont lieu juste en surface entra nant g n ralement un maximum de temp rature un a deux centim tres sous la surface La temp rature d mission n est donc pas exactement la temp rature de la couche o a lieu la fusion N anmoins on consid re ici que la diff rence est faible Les transferts radiatifs dans la couche d air entre la surface et le capteur ne peuvent tre l origine de l exc s de RIT Pl ss et Ohmura 1996 Il est tr s peu probable que l mission des poussi res contenues dans la neige modifie la temp rature d mission apparente 1000 800 600 400 200 radiation globale W m 2 4 6 10 12 14 ee Ee ee ee ee temp rature de surface C 20 05 21 05 22 05 23 05 24 05 25 05 26
189. Les nuages augmentent fortement l clairement de grande longueur d onde qui peut compenser et m me d passer les pertes radiatives Les nuages convectifs bas causent un fort clairement en saison des pluies contrastant avec le faible facteur d mission 162 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE atmosph rique de saison s che Le flux incident est maximum les apr s midi de saison des pluies et minimum les nuits de saison s che Les fluctuations de l mission de la surface sont li es l ensemble des flux d nergie Toute l ann e la zone d ablation atteint les conditions de fusion en milieu de journ e L amplitude nycth m rale de la temp rature de surface est maximale 10 a 15 C en saison s che La zone d ablation reste en permanence proche des conditions de fusion deux a trois mois par an en saison des pluies Les pertes radiatives sont minimales les nuits de saison s che et maximales les journ es de saison des pluies Par ciel clair l mission du relief entra ne une variabilit spatiale du flux incident non n gligeable environ 20 Les transferts radiatifs dans l air entre les parois et la surface sont n gligeables par rapport l incertitude sur la mesure L mission des nuages est distribu e uniform ment sur le glacier Les pertes radiatives de la surface diminuent avec altitude mais la baisse est sans doute peu marqu e dans la zone d ablation Kotlyakov et Lebedeva 1974 notent
190. On peut noter que Braithwaite 1981 ne pr cise pas si la stabilit de l air est prise en compte dans les calculs des flux turbulents Braithwaite 1981 conclut que la temp rature n est pas un bon indicateur de la radiation La temp rature est reli e la fusion essentiellement par le flux turbulent de chaleur sensible Sur le glacier du Zongo la radiation contribue plus des deux tiers de la corr lation annuelle entre le bilan d nergie et la temp rature sa contribution atteignant 88 en saison des pluies tableau VI 3 Les contributions des flux turbulents sont faibles en 213 MODELISATION DE LA FUSION raison de faibles variabilit s et de faibles corr lations avec la temp rature tableaux VI 1 et VI 2 Tableau VI 3 contributions de la radiation nette R et des flux turbulents de chaleur sensible H et de chaleur latente L a la corr lation entre le bilan d nergie et la temp rature quation VI 2 R H L Arctique 9 68 23 Zongo 68 16 16 Zongo saison des pluies 88 1 11 VI 2 3 Variations des corr lations e Temp rature et bilan d nergie La figure VI 2 pr sente les coefficients de corr lation glissants centr s sur 30 journ es entre la temp rature sur le glacier Tg haut et le bilan d nergie B pour l ann e 1996 97 L att nuation de la radiation solaire extraterrestre chapitre V 2 1 est repr sent e en tant qu indice de la
191. RGIE r gressions statistiques multiples sont possibles N anmoins l erreur r siduelle resterait importante en valeurs horaires et rien ne garantirait la stabilit des relations statistiques obtenues sur de courtes p riodes Les diff rences de mesures ne se compensent pas sur les cycles nycth m raux induisant de fortes erreurs en moyennes annuelles Or le bilan d nergie est domin par la radiation nette dont la moyenne annuelle proximit de la ligne d quilibre est de 10 20 W m Le bilan d nergie avec la radiation nette mesur e par un instrument du type Q7 est donc entach d une erreur relative importante Il est plus s r de mesurer les termes radiatifs s par ment avec des pyranom tres et des pyrg om tres Des fortes erreurs d interpr tation peuvent donc tre caus es par l utilisation des mesures horaires de Q7 ou de NR lite pour valider les r sultats des param trisations des flux radiatifs paragraphes V 1 4 et V 1 5 ou pour valider les calculs d un mod le de bilan d nergie distribu partie VI V 24 Alb do et radiation globale V 2 4 a Introduction Sous les tropiques la radiation solaire extraterrestre ne suit pas de saisonnalit marqu e Les fluctuations de la radiation globale sont contr l es par le couvert nuageux qui est maximum en saison des pluies L alb do fluctue au cours de l ann e entre 20 et 90 en zone d ablation suite aux chutes de neige recouvrant t
192. RIV et l quation de Brutsaert 1975 quation VI 18 a et b montrent les moyennes horaires du 12 et du 19 novembre 1999 respectivement Les calculs de RI sont avec C 1 15 sauf la courbe marqu e de 1 dans la figure a o C 1 24 La radiation globale est galement montr e axe Y de droite En saison s che lorsque les nuages sont rares l quation de Brutsaert 1975 C 1 24 simule correctement les variations journali res de RIV figure VI 19 Le calcul avec C 1 15 entra ne une sous estimation syst matique de l clairement non montr Ainsi l quation de Brutsaert 1975 sous estime syst matiquement l clairement diurne de grande longueur d onde au pas de temps horaire alors qu en moyennes journali res les calculs ne sont jamais sup rieurs aux mesures Une raison peut tre qu aucun cycle nycth m ral ne se d roule sans nuages dont l mission compense les valeurs de RIV surestim es avec C 1 24 Il est plus probable que les conditions d inversion thermique nocturnes tendent augmenter la valeur journali re du facteur C Le calage de l quation VI 18 sur les mesures de nuit n est pas pr sent en raison de la difficult d identifier les nuits sans nuages 250 MODELISATION DE LA FUSION 360 320 280 240 RI inc W m2 4 a Fa poser s A DL 200 A D LRU 160 120 GONE NT NI 29 07 28 09 28 11 28 01 29 03 29 05 29 07 28 09 Fig
193. T T T i T T T T T T oO oO oO O oO oO oO oO oO oO oO oO oO O ite oO lO O lO oO lO O lO oO lO oO lO oO Lo Lo N N co O O O O Lu mi q q longueur d onde nm Figure V 11 variations de la r flectance de la neige avec la longueur d onde Les courbes en trait continu repr sentent quatre s ries de mesures r solution spectrale de la r flectance de la neige au nadir Les mesures ont t effectu es par un Licor Li 1800 proximit de la SMA2 le 14 juin 1999 entre 12h15 et 14h10 heures locales Les courbes en tirets montrent l alb do calcul pour un milieu semi infini de neige pure sous clairement diffus et pour les rayons de grains 0 1 0 2 et 1 mm du haut vers le bas respectivement Les r sultats th oriques sont tir s de la figure 7 de Warren 1982 et de la figure 13 de Wiscombe et Warren 1980 La s paration entre les domaines visible VIS et proche infrarouge PIR est indiqu e La taille des grains et l angle solaire affectent l alb do de la neige dans le proche infrarouge alors que l alb do dans le visible est sensible au contenu en poussi res et l paisseur de neige pour des couches inf rieures environ 10 cm Dans le domaine proche infrarouge les mesures de r flectances sont proches des r sultats th oriques pour un rayon de grain de 0 2 mm figure V 11 En effet les observations sur le terrain et les propri t s de la neige de trois jours densit de 300 20 kg m
194. UNIVERSITE PARIS VI PIERRE ET MARIE CURIE THESE DE DOCTORAT Pr sent e et soutenue publiquement pour obtenir le titre de Docteur de l Universit Paris VI Sp cialit Sciences de la Terre Ecole Doctorale G osciences et Ressources Naturelles par JEAN EMMANUEL SICART CONTRIBUTION A L ETUDE DES FLUX D ENERGIE DU BILAN DE MASSE ET DU DEBIT DE FONTE D UN GLACIER TROPICAL LE ZONGO BOLIVIE Soutenue le 19 mars 2002 devant le jury compos de M Ghislain de MARSILY Professeur Universit Paris VI M Charles OBLED Professeur Universit J Fourier de Grenoble M Michael KUHN Professeur Universit de Innsbruck Autriche Mme Katia LAVAL Professeur Universit Paris VI M Michel VALLON Professeur Universit J Fourier de Grenoble Mile Regine HOCK Charg e de Recherche Universit de Stockholm Su de M Pierre RIBSTEIN Directeur de Recherche IRD Directeur Rapporteur Rapporteur Examinatrice Examinateur Examinatrice Invit Glace mati re r flexion L o Campion humoriste fran ais 1905 Remerciements Je tiens remercier Pierre Ribstein qui est l origine de cette th se et qui m a toujours encourag et soutenu Sa grande capacit d coute et de compr hension en fait un tr s bon directeur de th se Merci Ghislain de Marsily et Alain Tabbagh pour m avoir accueilli dans le laboratoire SISYPHE dont j ai appr ci l ambiance tr s agr able J ai ainsi pu v
195. X DU BILAN D ENERGIE En journ e les nuages entrainent une augmentation du flux incident RW alors que les pertes radiatives de la surface sont constantes a la temp rature de fusion la temp rature ne peut que baisser Ainsi lors des nuages nocturnes la temp rature de surface a une forte variabilit et le bilan radiatif de grande longueur d onde reste constant alors que lors des nuages diurnes la temp rature de surface est fix e a 0 C et le bilan radiatif de grande longueur varie continuellement En cons quence les plus fortes valeurs du bilan radiatif de grande longueur d onde sont les apr s midi nuageuses de saison des pluies figure V 28 Les plus faibles valeurs du bilan RI sont en saison s che lorsque le flux incident est faible et l apr s midi car la temp rature d mission est maximale figure V 28 AOUT 2000 MAI 7 8 0 a o a oo Q FEVRIER 5 z 50 amp E 0 a S NOVEMBRE a 100 3 AOUT1999 160 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 heure locale Figure V 28 bilan radiatif de grande longueur d onde 5050 m d ao t 1999 a ao t 2000 L axe des abscisses
196. a 0 2 4 6 8 10 12 d calage heure Figure VI 7 fonctions d autocorr lation des d bits horaires du torrent missaire du bassin versant du glacier du Zongo 1999 2000 On choisit de consid rer trois r servoirs lin aires de coefficient de tarissement gaux aux valeurs de Hock 1998 pour le Storglaci ren qui sont proches des valeurs cit es dans la litt rature L objectif est de simuler correctement les quantit s d eau de fonte produites Afin de s affranchir des fortes incertitudes sur les temps de transferts de l eau de fonte jusqu l exutoire les simulations du d bit peuvent tre compar es aux mesures en valeurs cumul es sur plusieurs jours 228 MODELISATION DE LA FUSION VI3 4 Simulation des flux radiatifs de courte longueur d onde VI 3 4 a La radiation globale La mesure de la radiation globale la SMAI est divis e en ses composantes directe et diffuse qui sont extrapol es s par ment l ensemble du glacier La s paration est bas e sur le rapport entre la radiation globale mesur e et l clairement extraterrestre th orique G Rextra qui d pend du couvert nuageux Les nuages diffusent le rayonnement solaire et les r flexions multiples entre la neige et la base des nuages accentuent la diffusion paragraphe V 2 4 g Lorsque la n bulosit augmente le quotient G Rextra diminue alors que l clairement diffus Df augmente L ombre projet e par le relief est calcul e pour
197. a fusion au c ur de la saison des pluies de janvier mars environ En saison s che l amplitude nycth m rale de la temp rature de surface est maximale 10 15 C et la surface est en fusion seulement pendant deux trois heures dans l apr s midi 602 AO T 2000 572 r 542 512 MAI 1 z 3 D Ri i a FEVRIER 3 e D e T 8 NOVEMBRE 46 E AOUT1999 20 212 0 heure locale Figure V 27 temp rature de surface d duite de l existence radiative horaire de la surface 5050 m d ao t 1999 ao t 2000 L axe des abscisses montre l heure et l axe des ordonn es montre le jour Le pas d chelle des contours de la temp rature de surface couleurs est arbitraire La nuit le bilan d nergie et la temp rature de surface sont contr l s par les flux radiatifs de grande longueur d onde car la forte stabilit de l air r duit les changes turbulents H et L L augmentation de RIV par les nuages nocturnes entra ne une augmentation de la temp rature de surface jusqu ce que les pertes radiatives quilibrent le flux incident Le d ficit radiatif de plusieurs dizaines de W m observ s les nuits de saison s che figure V 28 est d l apport d nergie par le refroidissement de la couche sous la surface Ce flux est examin plus en d tail dans le chapitre VI 3 8 155 ETUDE DES FLU
198. a pr cision de la m thode glaciologique est difficile valuer Les sources d erreur proviennent essentiellement de probl mes d chantillonnage Les mesures ne peuvent se faire que sur un nombre limit de points en dehors des zones de crevasses et de s racs Il est important de distinguer les erreurs syst matiques qui entra nent un biais sur le bilan de masse annuel des erreurs al atoires qui tendent se compenser sur de longues p riodes de temps IV 3 1 Incertitudes en zone d ablation Par comparaison d une dizaine de balises r parties dans 100 m Braithwaite 1998 estime que l erreur al atoire sur la mesure d une balise est de l ordre de 5 mm de glace par m tre carr et par jour Des balises proches peuvent donner des mesures diff rentes en raison d un alb do local diff rent Konzelman et Braithwaite 1995 Les zones de diff rents alb dos doivent donc tre correctement chantillonn es afin d viter un biais sur le calcul de l ablation L volution du relief de la surface peut entra ner une erreur sur la lecture des mergences des balises lorsque la fusion est mesur e un court pas de temps mais sur le bilan annuel l erreur est faible M ller et Keeler 1969 Vallon 1968 note que lorsque les lignes de courant des glaciers ne sont pas parall les entre elles l mergence de la balise est diff rente du bilan cause de la variation de la vitesse verticale de la glace le long d
199. ace L tude de la fonte du glacier du Zongo revient donc r soudre l quation du bilan d nergie II 1 en chaque point du glacier Depuis 1991 le front du glacier du Zongo recule d une dizaine de m tres par an La perte de surface annuelle au front d environ 100 m de largeur ne repr sente qu un milli me de la surface de la zone d ablation Les changements de superficie du glacier sont donc n glig s dans le calcul de la fusion Les flux d nergie en surface du glacier sont mesur s par deux stations m t orologiques 5050 et 5150 m d altitude L coulement de la glace entra ne les stations une vitesse de dix vingt m tres par an causant une diminution de l altitude de 2 4 m par an la pente de la surface aux stations est inf rieure 10 En premi re approximation le bilan de masse dans la zone d ablation du glacier du Zongo diminue de 2 m d eau par an et par 100 m de d nivel Sicart et al 1998 A nsi l coulement de la glace entra ne une diminution du bilan de masse aux sites des stations de l ordre de quelques centim tres d eau par an ce qui est inf rieur la pr cision de la mesure de l ordre de 10 cm d eau an ex Vallon et Leiva 1981 11 PROBLEMATIQUE Ainsi les flux d nergie sont calcul s en consid rant le glacier immobile en tat d quilibre sans changement de volume 12 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES H
200. aines journ es Le mod le simule trop d eau en d but de novembre d cembre et en fin de janvier f vrier de la p riode sim1 Ces erreurs sont essentiellement dues un d bit de base trop fort alors que les pics diurnes semblent correctement simul s Par contre le mod le sous estime la fusion de fin d cembre d but janvier en raison d une trop grande tendue de neige le fort alb do de la neige r duit l amplitude diurne du d bit calcul En particulier les pics de fusion de la glace au d but du mois de janvier ne sont pas simul s entra nant une erreur consid rable pendant une semaine figure VI 30 a 272 MODELISATION DE LA FUSION 0 7 a 0 6 0 5 d bit m s 0 2 ie 0 1 24 11 03 12 12 12 21 12 30 12 26 01 04 02 0 3 0 2 AN aI PR 02 o b 60 cumul calcul mesure m s d bit calcul mesure m s 1 5 wo Figure VI 30 a compare les d bits de fonte mesur s courbe bleue et calcul s courbe rouge du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 L alb do est calcul selon les quations VI 11 et VI 15 b montre la diff rence des d bits calcul s et mesur s axe Y de gauche et le cumul des diff rences axe Y de droite VI 3 8 a 3 Les sources d nergie Au cours de sim1 les flux turbulents sont de tr s faible intensit e
201. air temperature precipitation intensity and type of the rain gauge Differences as high as 110 in the snowfall measurements have been observed between different types of rain gauges Yang et al 2001 Automatic gauges based on a tipping bucket type measuring sensor generally require a heating element to melt any solid precipitation prior to measurement However the use of heated gauges is not recommended because it causes excessive evaporation loss Goodison et al 1998 Poggi s conclusion 1966 after using various types of rain gauges for three years at Col de Porte in the French Alps remains certainly pertinent today No rain gauge or recording rain gauge provides a definite measurement of snow precipitation and the values obtained are only more or less rough 42 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE approximations The fundamental problem underlying all these types of studies is the determination of ground truth Using an ultrasonic depth gauge provides a different measure of snowfall This sensor measures the relative surface height of the surface Gubler 1981 Goodison et al 1988 Lecorps and Sudul 1989 This allows monitoring of snow accumulation and melt on glaciers in general on a daily basis e g Oerlemans and Knap 1998 Hardy et al 1998 The present study has investigated the characteristics of the measurement method precision influence of error factors sensitivity so as to apply it to measuring snowfall on
202. alayens de climat de mousson caract ris par des chutes de neige d t similaires aux tropiques l alb do est fortement r duit par l accumulation des poussi res Les sources de poussi res sont loign es des plateaux du Groenland ou d Antarctique o les concentrations en poussi res dans la neige sont g n ralement inf rieures 0 5 ppmw Warren et Wiscombe 1980 Warren 1984 Alors qu aux moyennes latitudes les fortes quantit s de chutes de neige compensent la proximit des sources de poussi res sous les tropiques externes les sources sont proches des glaciers et l accumulation de neige est peu importante la pr cipitation annuelle sur le glacier du Zongo est de l ordre de 1 m d eau ii L effet des impuret s d pend beaucoup de leur composition la r duction d alb do par un ppmw de suie est quivalente la r duction par 100 ppmw de poussi res argileuses Warren et Wiscombe 1980 De plus la vitesse de migration des poussi res avec l eau de fonte qui contr le la concentration des impuret s en surface d pend de leur composition Conway et al 1996 Sur le glacier du Zongo la r flectance de la neige semble augmenter vers 650 nm figure V 11 mettant en vidence un absorbant rouge caract ristique des oxydes de fer g n ralement associ s la poussi re argileuse 112 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Plusieurs usines hydro lectriques de la vall e du Zongo sont desservies p
203. all S E et S G Warren Parameterization of snow albedo for climate models Large scale effects of seasonal snow cover Proceedings of the Vancouver symposium 43 50 1987 Marsily de G Quelques r flexions sur l utilisation des mod les en hydrologie Revue des Sciences de l Eau 7 219 234 1994 Marsily de G Le mod le une manie ou une n cessit G ologues 124 27 31 2000 Martin S Wind regimes and heat exchange on Glacier de Saint Sorlin Journal of Glaciology 14 70 91 105 1975 Martin S Analyse et reconstitution de la s rie des bilans annuels du glacier de Sarennes sa relation avec les fluctuations du niveau des trois glaciers du massif du Mont Blanc Bossons Argenti re Mer de glace Zeitschrift fiir Gletscherkunde und Glazialgeologie 13 1 2 127 153 1977 McGuffie K et A Henderson Sellers The diurnal hysteresis of snow albedo Journal of Glaciology 31 108 188 189 1985 Meesters A G C A N J Bink H Vugts F Cannemeijer et E A C Henneken Turbulence observations above a smooth melting surface on the Greenland ice sheet Boundary Layer Meteorology 85 81 110 1997 Meesters A G C A et M Van den Broeke Response of the longwave radiation over melting snow and ice to atmospheric warming Journal of Glaciology 43 143 66 70 1997 Meister R Density of new snow and its dependence on air temperature and wind Workshop on the Correction of Precipitation Measuremen
204. ann C Marty et O B Olesen Errors in daily ablation measurements in northern Greenland 1993 94 and their implications for climate studies Journal of Glaciology 44 148 583 588 1998 Braithwaite R J et Y Zhang Modelling changes in glacier mass balance that may occur as a result of climate changes Geografiska Annaler 81A 4 489 496 1999 Braun L M Aellen M Funk R Hock M B Rohrer U Steinegger G Kappenberg et H Miiller Lemans Applications of a conceptual precipitation runoff model in the Langtang Khola basin Nepal Himalaya ZAHS 218 221 237 1994 Brock B W I C Willis et M J Sharp Measurement and parameterization of albedo variations at Haut Glacier d Arolla Switzerland Journal of Glaciology 46 155 675 688 2000 Broecker W S Was the Medieval Warm Period Global Science 23 291 1497 1499 2001 Brugman M M Scale dependant albedo variations and runoff from a glacierized alpine basin Snow Hydrology and Forests in High Alpine Areas 61 71 1991 313 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Brun E P David M Sudul et G Brunot A numerical model to simulate snow cover stratigraphy for operational avalanche forecasting Journal of Glaciology 38 128 13 22 1992 Brunt D Notes on radiation in the atmosphere O J R Meteorol Soc 58 389 418 1932 Brutsaert W On a derivable formula for long wave radiation from clear skies Water Resources Research 11 5 742 744 1975 B
205. apeur d eau d pendent respectivement des flux H et L en surface et d pendent de la dynamique de coulement qui est contr l e par les quantit s du dz u et z Ces variables sont combin es en quantit s sans dimensions ky et ky H ee V 30 u z p Cp AT dz L ky V 31 u z p Ls dq dz L exp rience montre que ky et k peuvent tre consid r s comme des constantes gales a la constante de Von Karman c est l hypoth se d analogie de Reynolds En consid rant kn ky k les int grations des quations V 30 et V 31 entre la surface et la hauteur z donnent Ces nf V 32 ku pP Cp ZOT L Z z In V 33 a ku pP Ls Les constantes d int gration Zor et Zo4 sont les hauteurs de rugosit pour la temp rature et pour l humidit respectivement La comparaison des quations V 26 et V 32 ainsi que de V 27 et V 33 et l limination de la vitesse de friction par l quation V 29 permettent d crire les coefficients d change turbulents k u Der In z zor In z zo me 173 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Di Pu eee T In z z04 In z zo Th oriquement les profils logarithmiques sont valables dans la couche de surface uniquement lorsque l atmosph re est neutre Grainger et Lister 1966 ont sugg r que ces relations restent valables dans un grand domaine de stabilit et de nombreux auteurs ont consid r des profils
206. ar une route de terre 4 environ km du glacier En journ e le vent sur le glacier provient de la direction de la route tr s fr quemment emprunt e par des camions dont le moteur met de la suie A mesure que la neige fond et que l eau de fusion ruisselle sur la glace les poussi res s accumulent en surface Des d p ts de poussi res de plusieurs centim tres d paisseur nomm s cryoconites par l explorateur Nordenskj ld 1875 sont fr quemment observ s sur le glacier du Zongo Le contenu en plomb de la boue de cryoconite a t mesur afin d identifier une pollution anthropique ventuelle sur les diff rents versants de la montagne Huayna Potosi Malheureusement ne connaissant pas le temps de formation des tas de boue de cryoconite variable selon les chantillons on ne peut interpr ter les diff rences de concentrations en plomb selon les versants La mesure des isotopes du soufre contenu dans la neige serait une autre m thode pour estimer les ventuelles sources de pollution anthropique Peu d tudes ont t publi es sur la concentration des poussi res en surface des glaciers tropicaux En saison des pluies la concentration des impuret s dans la neige peut varier de plusieurs ordres de grandeur lors des alternances des fortes fusions avec les pr cipitations En saison s che la concentration des impuret s dans les creux participe la formation des p nitents Kotlyakov et Lebedeva 19741 V 2 4 e La radia
207. as d cim trique en X Y et centim trique en Z effectu es 5050 m SMA1 et 5150 m SMA2 les 26 et 27 juillet 2000 ont permis d valuer l effet de la distribution des inclinaisons et des orientations li e la rugosit de la surface sur la mesure de l alb do par des capteurs horizontaux Cet article pr sente une comparaison entre les pyranom tres Kipp amp Zonen et Skye faisant appara tre une dispersion des 120 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE mesures d environ 5 proche de l incertitude annonc e par les constructeurs tableau IIT 4 Obleitner et De Wolde 1999 observent une dispersion de 5 entre les mesures de quatre pyranom tres Kipp amp Zonen sur le glacier Vatnaj kull en Islande Aoki 2000 fait une tude compl te des corrections de la mesure de la radiation solaire par ciel clair Pour la mesure de l alb do les corrections des flux ascendant et descendant se compensent en grande partie et la correction r sultante est inf rieure a 1 06 Les r f rences de l article ont t incluses dans la liste g n rale des r f rences de la th se R sum Une source d erreur potentielle importante dans les mesures d alb do de la neige par ciel clair est l inclinaison de la surface alors que les capteurs sont parall les l horizon L erreur d pend de la pente et de l orientation de la surface La surface au sol de plusieurs m tres carr s vue par un capteur h misph rique n est g
208. asses d air humides proviennent du bassin amazonien et produisent des pr cipitations par effet orographique en milieu de journ e dans les vall es andines puis dans l apr s midi en haute montagne En saison des pluies la circulation atmosph rique r gionale cause l alternance sur 5 10 jours de conditions s ches et humides ces derni res produisant de fortes chutes de neige nocturnes sur le glacier La fusion est calcul e partir des flux d nergie mesur s sur le glacier par des stations m t orologiques Les variations de la radiation nette principale source d nergie sont contr l es par les nuages et l alb do Ce dernier d pend des chutes de neige qui recouvrent sporadiquement la glace en fusion En saison s che les variations diurnes de l alb do sont li es au cycle de l angle z nithal solaire En saison des pluies la transformation rapide de la neige cause une forte d croissance de l alb do alors que les nuages entra nent une l g re augmentation de celui ci par effet spectral Les glaciers tropicaux sont caract ris s par une saisonnalit marqu e du bilan radiatif thermique presque nul en saison des pluies il repr sente une forte perte d nergie les journ es de saison s che Les flux turbulents sont faibles en saison des pluies en saison s che la perte de chaleur latente sublimation d passe l apport de chaleur sensible La temp rature de l air est un mauvais indice de la fusion de
209. att nuation de la radiation solaire extraterrestre a et corr lation entre la temp rature et le bilan d nergie b 5150 m sur l ann e 1996 97 L att nuation de la radiation solaire est la diff rence entre la radiation extraterrestre et la radiation globale mesur e a Le trait gras montre la moyenne glissante sur 30 jours de l att nuation de la radiation solaire extraterrestre b montre le coefficient de corr lation glissant sur 30 jours Les tirets horizontaux r 0 33 d limitent le domaine o r n est pas diff rent de 0 au seuil de signification de 5 215 MODELISATION DE LA FUSION 0 3 o 0 2 O Cc oO rn 5 D o1 0 ate 0 9 0 6 0 3 0 0 3 0 6 0 9 r T B figure VI 3 histogramme des coefficients de corr lation glissants sur 30 jours entre la temp rature et le bilan d nergie a 5150 m 1996 1997 e Temp rature et radiation On examine les corr lations entre la temp rature et les radiations solaire et tellurique s par ment sur l ann e 1999 2000 car la radiation tellurique est mesur e depuis juillet 1999 5050 m chapitre V 2 5 La radiation nette R est la somme de la radiation solaire Rc et de la radiation tellurique RI r T R 2 r T Ro RD V1 3 S Sr T Les variations de RI sont contr l es par l clairement atmosph rique RIV et donc essentiellement par les nuages chapitre V 2 5 Les nuages aff
210. au par heure La hausse maximale de l alb do est donc de l ordre de 10 a3 0 2 points alb do par heure VI 3 4 b 3 D croissance de l alb do de la neige En saison s che hiver austral les fluctuations horaires de l alb do sont faibles car la transformation de la neige est lente chapitre V 2 4 Les erreurs de mesures par ciel clair caus es par la pente de surface sont de l ordre de grandeur des variations de l alb do chapitre V 2 4 En saison des pluies la transformation de la neige est rapide causant une d croissance de l alb do sans doute plus forte N anmoins l influence des nuages causant une augmentation de l alb do et les perturbations des mesures par les fr quentes pr cipitations rendent difficiles l interpr tation des fluctuations horaires de l alb do chapitre IV 2 La simulation des variations horaires de l alb do n cessiterait de prendre en compte l influence des nuages ce qui augmente le nombre de param tres du mod le ex Ranzi et Rosso 1990 tableau VIS La temp rature est mal reli e la fusion sur le glacier du Zongo chapitre VI 2 Il n est donc pas justifi d indexer les variations de l alb do la temp rature l air ce qui est fr quemment utilis aux plus hautes latitudes tableau VI 5 Ainsi plut t que de modifier les param tres des formules de Hock 1998 qui sous estiment fortement les variations d alb do sur le glacier du Zongo on choisit
211. aut aussi noter que la neige qui s accumule dans les crevasses est l abri de la fusion IV 3 2 Incertitudes en zone d accumulation Deux a cinq carottages sont effectu s chaque ann e en zone d accumulation entre 5500 et 5700 m d altitude figure II 1 Les mesures sont appliqu es toute la zone d accumulation qui couvre environ les deux tiers de la surface totale du glacier Le tableau IV 3 montre les r sultats des carottages en zone d accumulation de 1991 a 1999 Les bilans d accumulation de 1991 a 1995 sont le r sultat d un seul carottage en septembre 1995 Depuis 1995 l accumulation est d termin e par des carottages la pelle sur la profondeur du n v annuel ou puits de neige Les mesures des pluviom tres P4750 et P8 sont galement montr es dans le tableau IV 3 P4750 est la plus longue s rie disponible mais sous estime fortement les pr cipitations 66 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE et P8 est le pluviom tre qui enregistre le plus de pr cipitations dans le bassin versant paragraphe IV 2 2 Le bilan d accumulation sur le glacier est de l ordre du m tre d quivalent en eau par an en g n ral un peu sup rieur aux pluies dans la partie basse du bassin tableau IV 3 Chaque ann e les diff rences entres les carottages sont de l ordre de 20 30 La faible diff rence de l accumulation nette sur le glacier avec la pluie en zone basse tend confirmer que les pr cipi
212. aximum en t en hiver Les relations entre a au dessus du glacier et les variables m t orologiques sont examin es en calculant le rapport L oT f Les variations des mesures diurnes de Lo oT du 20 au 25 mai 2000 peuvent tre correctement repr sent es par une fonction 248 MODELISATION DE LA FUSION C e T avec m 7 quation VI 18 figure VI 17 Par contre le facteur C 1 24 est trop lev le calcul avec C 1 15 s ajuste mieux aux mesures 0 9 0 8 2 wn z 0 7 C 1 24 D C 1 15 TD 5 0 6 2 3 _ 0 5 0 0 008 0 016 0 024 e T hPa K 1 Figure VI 17 facteur d mission de l atmosph re sans nuages Lo oT selon le rapport de la pression de vapeur e en hPa par la temp rature T en K Les points montrent les mesures Les courbes montrent les r sultats de l quation VI 18 avec C 1 24 et C 1 15 Moyennes horaires diurnes du 20 au 25 mai 2000 Les journ es sans nuages sont rares en saison des pluies La figure VI 18 compare l quation VI 18 avec les mesures de RIV au cours des deux journ es les plus ensoleill es de la saison des pluies 1999 2000 Au cours du 12 novembre 1999 la radiation globale a suivi un cycle r gulier atteignant de fortes valeurs midi figure VI 18 a L clairement de grande longueur d onde tait faible par ciel clair puis a augment vers 15 h en raison d une augmentation de l humidit atmosph rique pr
213. b do L clairement solaire proche du maximum du solstice d t d cembre cause une fusion intense de la glace entra nant les plus forts d bits de l ann e De janvier a mars les nuages et les chutes de neige sont les plus fr quents de l ann e c est le coeur de la saison des pluies L mission thermique des nuages maintient une fusion assez lev e malgr l att nuation atmosph rique du rayonnement solaire et le fort alb do de la neige fra che A la fin du mois d avril la fin brutale des pr cipitations entra ne une remont e de la ligne de neige La baisse d alb do augmente l nergie solaire disponible en surface du glacier malgr l approche du solstice d hiver juin compensant la baisse d mission thermique de l atmosph re et le d bit ne diminue pas par rapport aux valeurs de saison des pluies Ainsi le d bit reste lev en raison de l alternance de la fusion de la glace par rayonnement solaire en p riode s che avec la fusion de la neige par rayonnement thermique lorsque les chutes de neige et les nuages convectifs bas sont fr quents Ce balancement de l nergie de fusion se retrouve a plusieurs chelles tel l amor age progressif de la saison des pluies de septembre d cembre plus sec que le c ur de la saison des pluies de janvier mars telle l alternance au sein de la saison des pluies de p riodes de 5 10 jours de conditions s ches e
214. bale points et clairement extraterrestre courbe continue Les mesures sont les moyennes journali res de la radiation globale 5150 m SMA2 de septembre 1998 ao t 1999 La courbe en tirets montre l att nuation de l clairement extraterrestre Rextra 80 W m 103 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Tableau V 4 moyennes mensuelles et annuelles de l clairement solaire extraterrestre de la radiation globale et de l alb do 5150 m d altitude SMA2 au cours de l ann e hydrologique 1998 99 Mois Eclair extraterrestre Radiation globale Rextra G Albedo CT Lame crm om 045 45 E 446 252 0 73 446 170 276 D PA RL PEL EE a r LS D EL 326 206 120 0 71 196 102 0 70 186 124 0 73 215 138 La figure V 8 montre les volutions sur l ann e 1998 99 de la distance entre la surface et les capteurs de l alb do et du bilan radiatif solaire Rc L ann e est caract ris e par les deuxi mes plus fortes pr cipitations des cinq derniers cycles la variabilit sur ces 5 ann es est de 30 En saison des pluies il a neig presque tous les jours alors qu en saison s che la fr quence des chutes de neige tait d environ une fois par semaine figure V 8 a L accumulation de neige n exc de jamais 12 cm par jour L clairement solaire variant peu au cours de l ann e les variations de la radiation solaire absorb e par la surface Rc sont contr l es par l alb do figur
215. bjectif est d estimer les quantit s d eau de fusion du glacier terme d ablation du bilan de masse Les processus d coulement de l eau travers le glacier sont mal connus et ne peuvent tre trait s que simplement chapitre VI 3 3 Le mod le de Hock permet de modifier ais ment les m thodes de calcul des flux Un effort important a t consacr aux choix des variables d entr e et des m thodes de calcul des flux en relation avec les analyses de la partie V paragraphes VI 3 4 VI 3 7 L accent a t mis sur le calcul de l alb do qui est le principal facteur de variation du bilan d nergie Les param trisations de chacun des flux ont t d velopp es autant que possible dans un principe de parcimonie 1 e en limitant le nombre de param tres afin de faciliter l identification des sources d erreur 223 MODELISATION DE LA FUSION Le chapitre VI 3 8 montre que l interpr tation des simulations du d bit de fonte par le mod le complet aide la compr hension des variations de la fusion au cours du cycle annuel VI 3 2 Le mod le de Hock 1998 Le mod le calcule au pas horaire chacun des flux du bilan d nergie en chaque maille du glacier Le r gime permanent est consid r le bilan d nergie s crivant selon l quation II10 R S H L 0 Seuls les flux en surface sont calcul s et les changements d nergie interne de la glace ou de la neige sont n glig s le flux d nergie
216. calottes polaires ex Hoinkes 1955b Lettau 1966 de la Casini re 1974 Martin 1975 Kuhn 1978 Wendler et Poggi 1980 Smeets et al 1998a 1998b Denby et Greuell 2000 Ce vent est caract ris par un maximum de vitesse a faible hauteur entre 2 et 10 m induisant une forte divergence du flux vertical de la quantit de mouvement horizontale La couche de surface de flux constant est fortement r duite 169 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 3 3 M thodes de mesure des flux turbulents V 3 3 a La m thode de corr lation turbulente eddy correlation La diffusion mol culaire est n gligeable dans la couche de surface et les quations de conservation de la quantit de mouvement et de nergie se r duisent a H pQw V 15 L plswq V 16 o p est la masse volumique de l air C est la chaleur sp cifique massique de l air a pression constante et L est la chaleur latente de sublimation de la glace w 0 et q sont respectivement les perturbations de la vitesse verticale du vent de la temp rature potentielle et de l humidit sp cifique La temp rature potentielle est la temp rature qu un air prendrait si partir des conditions initiales il tait amen adiabatiquement la pression de r f rence po 1000 hPa Elle permet d liminer la variation de temp rature avec l altitude et se calcule selon ex Queney 1974 0 286 OT V 17 P o p est la
217. caract re convectif et de faible chelle spatiale des syst mes de pr cipitations tropicales Barry 1992 ____ JANVIER Figure IL 6 directions du vent en surface et position de la zone de convergence intertropicale ITCZ en Am rique du Sud au cours de l t austral janvier et de l hiver austral juillet d apr s Rozanski et Araguas 1995 La position approximative de la zone de convergence Sud Atlantique ZCSA est montr e en janvier d apr s Lenters et Cook 1999 La lettre B localise la Bolivie e Variabilit des pr cipitations en saison des pluies La haute troposph re d t est caract ris e par l anticyclone High Bolivian 100 300 mb intense quasi stationnaire et centr approximativement sur l Altiplano Virji 20 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES 1981 L origine et la permanence de cet anticyclone sont associ es au d veloppement du couvert nuageux cumuliforme de grande extension verticale au dessus du bassin amazonien Les flux de divergence haute altitude et les flux de convergence aux basses altitudes sont li s aux mouvements d ascendance au dessus du bassin amazonien La position du High Bolivian d cal e l ouest du bassin amazonien est simplement due la rotation terrestre Dias P communication personnelle En saison des pluies la variabilit des pr cipitations est marqu e par l alternance de p riodes de 5 10 jo
218. chaque maille et chaque pas de temps partir de la position du soleil et du mod le num rique de terrain du bassin versant Lorsque la station est l ombre l clairement mesur est purement diffus La figure VI 8 compare la param trisation empirique de Df G selon G Rextra de Hock 1998 avec des mesures effectu es sur le glacier du Zongo Les mesures de l clairement diffus ont t effectu es en juillet 2000 par installation d un cran annulaire au dessus du pyranom tre de la station SMA1 La surface interne de l anneau est noire afin de limiter la re r flexion vers le capteur de la radiation r fl chie par la surface de neige qui peut entra ner une augmentation de la mesure de l clairement diffus de 5 7 LeBaron 1980 L cran intercepte la radiation solaire directe mais aussi une partie du rayonnement solaire diffus Une r valuation de 13 des mesures du diffus a t appliqu e LeBaron 1980 Puisque la correction ne d pend de langle z nithal solaire que lorsque le soleil est bas 0 gt 70 une correction constante a t appliqu e Pl ss 1997 Hock 1998 consid re que l clairement diffus par ciel clair G Rextra tend vers 1 repr sente 15 de la radiation globale alors que sur le Zongo en raison de la plus haute altitude le minimum d clairement diffus atteint 6 de la radiation globale figure VI 8 La formule de Hock 1998 semble sous estimer la radiation diffuse sur le glacie
219. cours de 21 journ es r parties dans trois missions sur le glacier en mars avril 1998 en juillet 1999 et en juillet 2000 La droite de r gression lin aire r 0 87 tirets et la droite d quation G Rextra 0 9 0 7 n trait continu sont aussi repr sent es La simulation du facteur d mission de l atmosph re nuageux est effectu e selon les param trisations propos es dans la litt rature ex Brutsaert 1982 p 143 Oke 1987 p 374 a 0 25 valeur maximale correspondant au brouillard et b 2 figure VI 21 Le cycle annuel de RN est mal reproduit car les contributions des nuages sont toujours sous estim es L erreur ne vient pas de l mission des parois qui est faible au site de la SMAI Il est donc n cessaire de caler les constantes a et b aux conditions atmosph riques sur le glacier du Zongo 253 MODELISATION DE LA FUSION mesures 360 calculs 320 280 240 Rlinc W m Nt A N A M 200 eee OO ee 29 07 29 09 30 11 31 01 02 04 03 06 04 08 05 10 Figure VI 21 comparaison entre les mesures de RI 5050 m et les calculs selon l quation VL 17 Le facteur d mission du ciel clair est selon Brutsaert 1975 L mission des nuages est selon l quation VI 20 avec a 0 25 et b 2 Brutsaert 1982 Moyennes journali res du 29 07 1999 au 31 08 2000 L inversion de l quation VI 17 avec le facteur d mission de l atmosph re sans nuages cal
220. crite par les gradients de vent de temp rature et d humidit dans la couche de surface La d pendance des flux turbulents selon les variables m t orologiques temp rature humidit et vent permet d identifier les facteurs de variation des flux Auparavant les fluctuations des variables m t orologiques sont examin es en relation avec les erreurs de mesure 177 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 3 4 b Temp rature et humidit de l air V 34 b 1 Pr cision de la mesure Les erreurs de mesure de la temp rature et de l humidit de l air affectent les calculs des flux turbulents mais aussi les param trisations du facteur d mission de l atmosph re en radiation de grande longueur d onde chapitre VI 3 5 La temp rature indiqu e par un thermom tre est celle qu il prend sous les effets combin s des changes par conduction et convection avec l air environnant des rayonnements qu il absorbe et de son rayonnement propre Afin que les changes par convection avec l air soient pr dominants et que les effets des rayonnements soient r duits il est n cessaire de ventiler le thermom tre et de le prot ger par un abri L augmentation de la finesse des mesures sur le glacier par une ventilation artificielle a t examin e dans plusieurs tudes ex Berton et al 1997 mais les autres sources d erreur n ont pas t tudi es La station SMAI a t install e proximit de la station SMA
221. ctement reli s aux flux radiatifs de grande longueur d onde rythment les variations saisonni res de chacun des flux d nergie en surface du glacier Ainsi si le d bit devait tre estim partir d un seul flux d nergie ce serait certainement un des flux radiatifs RIV ou RIT qui sont bien corr l s entre eux et ont une bonne repr sentativit spatiale l chelle du glacier 303 304 CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES Pour voir loin il faut y regarder de pr s Pierre Dac VIII CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES L tude du glacier du Zongo en Bolivie a permis une meilleure compr hension des processus de fusion des glaciers tropicaux L effet du climat sur le d bit de fonte a t tudi par application d un mod le de bilan d nergie distribu La fusion a t calcul e partir de l analyse des flux d nergie en haute montagne tropicale Les flux d nergie ont t mesur s par des stations de microm t orologie sur le glacier L interpr tation des mesures est limit e par la pr cision des capteurs que nous nous sommes attach s estimer L tude des causes climatiques de la fusion n cessite une approche globale des incertitudes de mesures et de mod lisation qui conditionnent la perception des ph nom nes ainsi que des processus physiques contr lant les diff rents termes du bilan de masse La comparaison entre diff rentes m thodes glaciologique hydrol
222. cul selon l quation VI 18 et la fonction F n d finie selon l quation VI 20 donne R Riv __ ____ H R e T VI 24 1 24 e T ot La droite d quation b In n a In H VI25 permet de d terminer les coefficients a et b partir de n calcul selon l att nuation du rayonnement solaire quation VI 23 et de H mesur Les param tres a b de l quation VI 25 ont t calcul s pour les valeurs journali res et pour les valeurs horaires diurnes de l ann e 1999 2000 tableau VI 8 En saison s che et sur l ann e compl te la variable n explique un peu moins des deux tiers des variations de la fonction H Les diff rences entre les valeurs a b obtenues sur l ann e compl te ou seulement en saison s che sont faibles causant une diff rence de RN inf rieure 10 Au c ur de la saison des pluies novembre f vrier la corr lation est bien plus faible r 0 30 En valeurs horaires l indice de n bulosit n n explique qu un tiers des variations de la fonction H 1 F n 254 MODELISATION DE LA FUSION Tableau VI 8 valeurs des param tres a et b et des coefficients de d termination de la droite d quation VI 25 pour l ann e 1999 2000 Param tre a Param tre b Coefficient de d termination r Moyennes journali res 0 43 0 96 0 60 Ann e Moyennes journali res 0 34 0 94 0 61 Saison s che mai ao t Moyennes journali
223. d rant que la sous estimation de l ablation en zone basse est compens e par la sous estimation de l accumulation en zone haute le calcul du bilan de masse du glacier n est pas fortement biais On peut noter que les bilans des ann es tr s d ficitaires tendent alors ne pas tre assez n gatifs alors que les bilans des ann es de forte accumulation tendent ne pas tre assez positifs La figure IV 2 montre les vitesses superficielles de la glace mesur es chaque fin d ann e hydrologique par le cabinet de topographes Jaime Cari Silva de 1991 1999 On n observe pas de tendance la diminution des vitesses bien que le bilan de masse cumul sur cette p riode soit de 3 m d eau tableau II 2 La m thode de divergence de flux relie le flux de masse travers la section transversale sous la ligne d quilibre au bilan de masse de la zone d accumulation ex Kuhn et al 1999 En conditions stationnaires dh dt 0 le flux volumique travers la section transversale A sous la ligne d quilibre doit tre gal au volume de glace d pos dans la zone d accumulation u A be SC Peau Pi IV 1 ou u est la vitesse de la glace a la ligne d quilibre b est le bilan en zone d accumulation en m tres d eau par an Sc est la superficie de la zone d accumulation et Peau et pi sont respectivement les masses volumiques de l eau et de la glace 70 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE Des mesures
224. d saccords entre les bilans car elles affectent b les ann es de fort bilan lorsque les pr cipitations abondantes causent une faible fusion figure IV 3 N anmoins les faibles valeurs des bilans hydrologiques sont essentiellement caus es par des pr cipitations trop faibles partir de Pa 30 environ les bilans de masse by et b ne sont plus significativement diff rents au vue des incertitudes sur b figure IV 3 Lorsque les pr cipitations sont augment es de 50 les bilans sont tr s proches Un tel biais peut tre caus par le d ficit de mesure des pluviom tres d au vent chapitre IV 2 1 Par comparaison des bilans de masse du glacier South Cascade selon les m thodes hydrologique glaciologique et cartographique Tangborn et al 1975 ont montr que l eau stock e dans le glacier que seule la m thode hydrologique prend en compte peut contribuer des carts de 40 entre les diff rentes m thodes de calcul du bilan 75 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE Sur le glacier du Zongo le d bit est g n ralement tr s sup rieur l ablation mesur e par les balises Les retards d coulement dus un ventuel stockage d eau de fonte dans le glacier n apparaissent donc pas l chelle annuelle D ji D ea 5 a S b gt gt 400 400 D te 2 TD a ts x E 800 E 800 C Cc 7 4200 1200 5 ia ir 80 120 160 200 240 2
225. dapt e aux tudes de microm t orologie Ce chapitre a pour objectif de caract riser l erreur sur la mesure des flux turbulents en relation avec leurs variabilit s spatiale et temporelle afin d valuer la pertinence des param trisations utilis es dans les mod les de bilan d nergie Le paragraphe V 3 2 pr sente les diff rents types d interactions dynamiques qui interviennent entre les surfaces glaciaires et les basses couches atmosph riques La m thode de mesure des flux turbulents est bas e sur des relations empiriques avec les profils moyens du vent de la temp rature et de l humidit paragraphe V 3 3 La forte sublimation en saison s che a amen Wagnon 1999 concentrer son tude sur la m thode de calcul des flux turbulents 5150 m Des param trisations plus simples destin es calculer les flux sur l ensemble du glacier peuvent tre confront es ses r sultats partie VI Auparavant les incertitudes sur la m thode sont examin es en relation avec les variations spatiales et temporelles des param tres m t orologiques paragraphe V 3 4 V 32 La couche limite atmosph rique au dessus des glaciers V 3 2 a La convection turbulente La turbulence peut tre d finie comme le mouvement irr gulier d une particule de fluide visqueux se d pla ant au voisinage d une surface rigide ou d une surface de discontinuit au sein d un coulement libre Poggi 1977 p 12 Ce mode de transport
226. de diffusion turbulente sur le mod le de la diffusion mol culaire est un exemple V 3 2 b La couche limite atmosph rique La troposphere s tend du sol jusqu une altitude moyenne de 11 km aux latitudes temp r es jusqu 18 km l quateur mais g n ralement seuls les premiers kilom tres sont directement modifi s par la surface La couche limite atmosph rique d finit la r gion de la troposph re qui est directement influenc e par la surface terrestre et qui r pond au for age en surface dans une chelle de temps inf rieure l heure Stull 1988 Un temps de r ponse inf rieur l heure implique que la turbulence est le premier facteur d change dans la couche limite Les for ages incluent les forces de frottement l vaporation le transfert de chaleur et les modifications de l coulement par le terrain Selon que les forces dues l acc l ration de Coriolis la diffusion mol culaire la viscosit ou l instabilit thermique doivent tre ou non prises en compte on peut distinguer diff rentes sous couches dans la couche limite figure V 32 Dans l atmosph re libre le vent est contr l par le champ de pression et par la rotation terrestre quilibre g ostrophique Dans la sous couche ext rieure l coulement est influenc par l coulement libre et par la nature de la surface Dans la couche de surface ou couche de Prandtl qui le premier d veloppa le c
227. de nombreuses id es sur les processus d ablation des glaciers tropicaux voir aussi Kaser et al 1996b Kaser et Noggler 1991 N anmoins le manque de mesures de bilan d nergie l emp che souvent de valider ses hypoth ses Tr s peu d informations sont disponibles sur les glaciers de Nouvelle Guin e atteints seulement au d but du vingti me si cle Allison et Kruss 1977 ont tudi les fluctuations du front des glaciers du mont Irian Jaya par la mod lisation de la r ponse dynamique des glaciers des variations du bilan de masse Ils attribuent le recul de ces glaciers depuis la fin du dix neuvi me si cle une augmentation de la temp rature de 0 6 C N anmoins diff rents facteurs peuvent causer les reculs observ s et en fait ce mod le ne permet pas de distinguer l effet de temp rature de l effet des pr cipitations Hope et al 1976 pr sentent des mesures m t orologiques de quelques heures dans la zone d ablation du Glacier Meren en Nouvelle Guin e montrant que le bilan radiatif domine le bilan d nergie que le flux turbulent de chaleur sensible est positif et que la sublimation de la glace est forte En Cordill re Occidentale bolivienne Hardy et al 1998 pr sentent les cycles annuels et journaliers des variables m t orologiques au sommet du Sajama 6542 m L objectif de cette tude tait d am liorer l interpr tation des carottages dans les calottes des hauts sommets andins
228. des nergies totales r fl chie et incidente au cours de la journ e En saison s che les variations diurnes de l alb do corrig es de effet de pente sont li es au cycle de l angle z nithal solaire En saison des pluies la transformation rapide de la neige cause une forte d croissance de l alb do alors que les nuages entra nent une l g re augmentation de celui ci par effet spectral Des mesures de r flectances spectrales ont mis en vidence la diminution de l alb do par les poussi res contenues dans la neige du glacier du Zongo L influence des poussi res sur le bilan radiatif des glaciers tropicaux reste a quantifier plus pr cis ment alors que les sources de poussi res sont proches et les pr cipitations sont faibles Davantage de mesures r parties dans l ann e des concentrations de poussi res dans la neige en relation avec des mesures radiatives sont n cessaires pour une tude compl te des facteurs de diminution de l alb do Les flux radiatifs de grande longueur d onde sont directement li s aux nuages Les erreurs de mesures proviennent essentiellement des interf rences du rayonnement solaire la pr cision tant au mieux de 10 Les nuages convectifs bas causent un fort clairement en saison des pluies qui contraste avec la tr s faible mission en raison de la haute altitude de l atmosph re s che d hiver En saison des pluies l mission radiative de la surface est une t
229. des chutes de neige un court pas de temps est importante dans l tude des flux d nergie car les chutes de neige affectent fortement l alb do et la radiation solaire est g n ralement la principale source d nergie de fusion 40 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE Solid precipitation on a tropical glacier in Bolivia using ultrasonic depth gauge measurements Jean Emmanuel Sicart Pierre Ribstein L Institut de Recherche pour le D veloppement IRD ex ORSTOM UMR Sisyphe UPMC case 123 4 place Jussieu 75252 Paris Cedex 05 France E mail sicart biogeodis jussieu fr Jean Philippe Chazarin Etienne Berthier L Institut de Recherche pour le D veloppement IRD ex ORSTOM CP 9214 La Paz Bolivia Abstract An ultrasonic depth gauge was used to measure snowfall over a 2 year period near the altitude of the equilibrium line of the Zongo glacier 2 4 km Bolivia 16 S Examining the influence of wind air temperature and air moisture on the measurements gives a quantification of snowfall at a 3 hour time step with a sensitivity of 1 cm of snow The density of fresh snow is estimated by comparison with rain gauge measurements The year is marked by a dry season from May to August and a wet season from December to April during which accumulation and melting coincide on the glacier Snowfall is associated with a wind of moderate speed from the valley less than 4 m s Masses of moist air originate in the Amazon
230. des moyennes et des hautes latitudes l accumulation de neige et la fusion sont li es sur les glaciers tropicaux car elles interviennent en m me temps en saison des pluies Francou et al 1995 Kaser et al 1996a Tels les glaciers d Himalaya accumulation d t Ageta et Higuchi 1984 les fr quentes chutes de neige de saison des pluies augmentent brutalement l alb do de surface qui contr le le bilan radiatif la principale source d nergie Pierre Ribstein et Bernard Francou rejoints par Bernard Pouyaud et Pierre Chevallier de l Institut de Recherche pour le D veloppement IRD ont lanc en 1991 le programme de recherche Neiges et Glaciers Tropicaux devenu GREAT ICE en 2000 Glaciers et Ressources en Eau dans les Andes Tropicales Indicateurs Climatiques et Environnementaux Pouyaud et al 1995 Initi en Bolivie le programme a progressivement d velopp un r seau de mesures des glaciers de la zone humide la zone externe des Andes tropicales figure I 2 Sur chaque glacier tudi le programme applique diff rentes m thodes de calcul du bilan de masse La m thode hydrologique compare les pr cipitations avec le d bit de fonte La m thode glaciologique consiste chantillonner directement les changements de masse la surface du glacier La m thode de bilan d nergie mesure l nergie disponible pour la fusion INTRODUCTION Fe flic toit Engar York Ailas 0 Gonyrig
231. des pluies les fr quentes chutes de neige perturbent les mesures des flux radiatifs et de la fusion Les mesures de changement de hauteur de la sonde sur des p riodes de 4 heures peuvent sous estimer l nergie consomm e par la fusion de la neige qui dispara t d s sa chute Ce biais peut expliquer les valeurs tr s n gatives de S R alors que la sublimation est tr s faible en saison des pluies figure VI 27 En saison s che la fusion est faible et une grande partie de nergie radiative incidente est consomm e par la sublimation S R n gatif figure VI 27 Les flux turbulents d duits de la fusion et de la radiation sont de l ordre de grandeur des valeurs calcul es par Wagnon 1999 mais aucune relation avec le vent la temp rature ou l humidit de l air ne peut tre mise en vidence En saison s che la surface n est pas forc ment toujours en r gime permanent quation IL 10 et une part de l nergie radiative incidente en journ e peut tre consomm e en flux de conduction sous la surface pour effacer les frigories accumul es au cours de la nuit pr c dente paragraphe V 2 4 Les erreurs de mesure de la fusion entra nent une forte erreur sur la m thode r siduelle de calcul des flux turbulents De plus les flux turbulents sont maxima sublimation de saison s che lorsque la surface n est pas constamment en fusion dont les conditions bien d finies permettent de boucler le bilan d nergie
232. des pluies a donn des r sultats similaires La diff rence T T est trop faible et atteint souvent des valeurs aberrantes n gatives en milieu de journ e figure V 35 a pouvant entra ner une humidit relative sup rieure 100 figure V 34 Il est paradoxal que la diff rence des temp ratures s che et mouill e directement reli e l vaporation de la m che humide affecte peu l humidit 182 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE mesur e Une cons quence est que la valeur du coefficient psychrom trique affecte peu la pression de vapeur Les erreurs ne sont pas dues a une diff rence de temps de r ponse entre les thermocouples secs et mouill s car T T reste n gatif tout au long de certaines journ es Elles peuvent provenir d un d calage d chelle entre les deux thermocouples Les incertitudes mal connues sur chaque thermocouple se cumulent entrainant une forte erreur sur la diff rence T T m 3 a 0 2 sl D ne GS E o H sd 1 a he ea oe 08 07 12 07 16 07 20 07 24 07 2 14 0 1 2 3 4 Ji jour 7 T T C pani c 6 a J a aa i e _ ny Coe RE se CA SEE 4 nes L o4 a te 3 mane ve we 3 2 cL Fae es TI A 2 14 0 1 2 3 4 3 4 5 6 T T C e T en hPa Figure V 35 relations entre les diff rents termes de l quation psychrom trique V 45 moyennes demi horaires 5150 m du 8 au 2
233. des valeurs de F entra nent de faibles variations de l alb do inf rieures 0 01 Sur la m me surface et au cours de la m me p riode les pyranom tres de la SMA2 mesurent un alb do moyen de 0 71 0 07 En fait l hypoth se d isotropie n est pas correcte puisque la neige r fl chie pr f rentiellement vers l avant les mesures au nadir sous estiment la r flectance totale de la neige Knap et Reijmer 1998 tudient la fonction de r flectance bidirectionnelle de la glace d un glacier des latitudes moyennes sous des angles z nithaux solaires variant de 52 55 Ils montrent que sous l hypoth se d isotropie les mesures de la r flectance au nadir am nent une sous estimation de l alb do d environ 5 10 dans le visible Dans le proche infrarouge la sous estimation est de 10 15 N anmoins l cart est r duit pour l alb do de la neige Reijmer et al 1999 Ainsi l hypoth se d isotropie de r flexion de la neige entra ne une sous estimation de l alb do par le Licor inf rieure 15 108 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Les pyranom tres 1 m de hauteur re oivent leur signal d un disque au sol de rayon 3 m quation V 7 alors que les radiom tres Licor ont un troit champs de vue L h t rog n it du couvert neigeux autour de SMA2 peut expliquer en partie la diff rence avec les mesures du Licor De plus puisque les instruments et les mats de support de la stati
234. du 25 avril au 16 mai 2000 Le bilan radiatif thermique mesur la nuit 5050 m est proche de z ro en saison des pluies lorsque l mission des nuages compense l mission de la surface figure VI 45 a voir aussi le chapitre V 2 5 Par contre lors des nuits d gag es de saison s che RW est tr s faible inf rieur 200 W m figure V 24 et le bilan radiatif thermique est d ficitaire de l ordre de 80 W m figure VI 45 b La surface met plus de radiation qu elle n en re oit La diff rence d nergie peut provenir des flux turbulents H L gt 0 et ou du refroidissement de la couche de glace sous la surface AQs lt 0 quation VI 34 Le changement d nergie interne de la glace AQs est n glig dans les simulations seuls les flux en surface sont calcul s La temp rature de la surface est ajust e par it ration pour annuler la somme des flux radiatifs et turbulents RI oT H L 0 VL35 o T est la temp rature calcul e partir des flux RIV H et L qui sont soit mesur s soit calcul s La soustraction de l quation VI 35 l quation VI 34 donne d piciTi dt o repr sente les erreurs de mesures et de calculs des flux RN H et L T HT 46 f dz AQs VL 36 Une sous estimation syst matique des apports d nergie turbulente H r chauffe la surface pourrait expliquer que la temp rature de surface calcul e T soit trop faible la 291
235. du facteur d mission des nuages F n 1 0 4n la d pendance de R selon n s crit 0 7 Rextra l a lt Rextra 0 9 0 7 n 0 4 a O T VI 28 n n Le terme da dn gt 0 repr sente l augmentation de l alb do du glacier par effet spectral des nuages chapitre V 2 4 Les nuages causent une augmentation de la radiation nette si et seulement si l alb do d passe un alb do critique a 4 peau ee 2n VI 29 Rextra dn 0 7 L clairement atmosph rique journalier par ciel clair varie peu au cours de l ann e et est de l ordre de 6T 200 W m figure VI 19 Plus le rayonnement solaire est fort plus l alb do doit tre lev pour que RIV compense Rc a augmente avec Rextra L clairement solaire extraterrestre journalier Rextra varie de 300 W m en saison s che 450 W m en saison des pluies tableau V 4 p 103 entra nant une variation de a de 0 62 0 75 On d duit de l quation VI 29 avec Rextra 375 W m aoa 1 3 n VI1 30 dn 262 MODELISATION DE LA FUSION L quation VI 30 montre que l augmentation de amp par le terme da dn gt 0 diminue quand la n bulosit augmente car l influence de la radiation solaire diminue L effet des nuages sur l alb do da dn est mal connu et varie avec l alb do et la n bulosit paragraphe V 2 4 g Pour n grand et a 0 6 da dn est de l ordre de 0 5 La figur
236. du vent Girouette 05103 Young 250 3 deg Radiation en courtes longueurs Pyranom tre Skye SP1100 120 3 d onde incidente W m 0 35 lt A lt 1 1 um Radiation en courtes longueurs Pyranom tre Skye SP1100 120 3 d onde r fl chie W m 0 35 lt A lt 1 1 um Radiation nette W m Bilanm tre REBS Q 7 0 25 lt X lt 100 Non mentionn e 60 um La station SMA 3 a t d mont e le 29 septembre 1999 Cuivre Constantan M vis 4750 m depuis sept 1997 Temp rature de lair C Hygrothermom tre Thiess 190 Non mentionn e thermistance Pression de vapeur hPa Hygrothermom tre Thiess 190 Non mentionn e capteur capacitif Vitesse de vent m s An mom tre Windgeber 230 Non mentionn e Radiation en courtes longueurs Pyranom tre Kipp amp Zonen CM3 155 10 en somme d onde incidente W m 0 30 lt A lt 2 8 um journali re station hors du glacier Le temps de r ponse des instruments de mesure est de l ordre de 5 secondes Les mesures sont effectu es toutes les 20 secondes afin d viter les erreurs li es un chantillonnage discret d une quantit ayant une grande et rapide variabilit Konzelmann et al 1994 Les centrales d acquisitions Campbell Royaume Uni enregistrent les moyennes demi horaires et journali res ainsi que les maxima et minima journaliers des variables climatiques Depuis 1998 les changements de hauteur de la surface du glacier
237. e Couk Te Seuil de temp rature entre la pluie ou le gr sil et la neige Tj Temp rature de la neige glace C Tk Temp rature de lair en Kelvin K Tn Temp rature de l air mouill e T Temp rature des parois C ou K T Temp rature de l air la hauteur z en m tre C Ve Facteur de vue du ciel Sans unit be Bilan de masse sp cifique en zone d accumulation m ou mm d eau ba Bilan de masse annuel sp cifique du glacier selon la m thode m ou mm d eau hydrologique par an ba Bilan de masse annuel sp cifique du glacier selon la m thode m ou mm d eau glaciologique par an Ce Coefficient d coulement des surfaces sans glace Sans dimension Ci Capacit calorifique de la glace J kg K Cp Coefficient de proportionnalit entre augmentation de h mm d eau l alb do et les pr cipitations horaires e Pression de vapeur d eau hPa ou mb Pression de vapeur dans l air en surface hPa ou mb es Hauteur d eau quivalente de la couche de neige mm d eau es Seuil de hauteur d eau quivalente de la couche de neige en mm d eau dessous duquel la glace sous jacente diminue l alb do Cw Pression de vapeur saturante hPa ou mb g Acc l ration de la pesanteur ms h Epaisseur du glacier m ho Hauteur de la rugosit de suface m ou cm k Constante de Von Karman k 0 4 Sans dimension m Fusion sp cifique m ou mm d eau n Fraction du ciel couverte par les nuages n bulosit Sans dimensio
238. e 7 3 2 6 de la radiation globale lorsque la vitesse de vent augmente de 0 2 m s Culf et Gash 1993 d duisent de mesures l ombre une correction de 2 7 de la radiation globale La notice du pyrg om tre de la SMAI mentionne une correction similaire de 2 5 de la radiation globale Kipp amp Zonen 147 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 1995 Obleitner et de Wolde 1999 proposent une correction deux fois moindre 1 2 de la radiation globale Une erreur sur l clairement atmosph rique RIV de 2 5 de la radiation globale entra ne un biais maximum gal 15 34 W m pour les mesures demi horaires de l ann e 1999 00 Le biais est r duit pour les valeurs journali res il est en moyenne de 2 et au maximum de 5 La perturbation n est donc pas n gligeable par rapport la pr cision de l instrument On ne dispose pas de r f rence pour calibrer les pyrg om tres CG3 sur le glacier du Zongo Le paragraphe V 2 3 a montr que les carts entre les signaux des diff rents bilanm tres d pendent peu de la vitesse du vent qui reste faible sur le glacier lt 5 m s L influence de la vitesse du vent n est donc pas consid r e ici Yamamouchi et Kawaguchi 1984 ajustent une correction de l clairement de grande longueur d onde RIV par minimisation de la corr lation avec la radiation solaire La figure V 23 montre les mesures d une journ e de ciel clair par fort ensoleillem
239. e V 8 b Lors de V installation progressive de la saison des pluies de septembre d cembre les chutes de neige taient peu fr quentes et fondaient rapidement figure V 8 b Quelques jours apr s les chutes de neige la glace apparaissait en surface et l alb do chutait des valeurs inf rieures 0 3 C est entre septembre et d cembre que le maximum d nergie solaire a t absorb par la surface 5150 m figure V 8 c Re variait fortement d un jour sur l autre parfois d un facteur quatre L alb do de la glace a diminu progressivement de 0 4 0 25 en raison du creusement des trous cryoconites et de la concentration des poussi res en surface figure V 8 b Au c ur de saison des pluies janvier mars les chutes de neige taient fr quentes la neige se maintenait en surface 5150 m et l alb do est rest sup rieur 0 6 L nergie solaire absorb e est rest e faible inf rieure 75 W m figure V 8 c 104 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 8 _ a j ablation distance entre la sonde et la surface cm alb do O Ca D a OL OL CL I6S cO LO0 O 6L vO 8Z 90 10 ZO LL 80 97 b 0 4 250 _ 20 200 DO 100 50 bilan Re W m ir al a ee gt o a bilan Re MJ m2 jour 90 10 80 L OL OL LL
240. e VI 25 montre la d pendance de dR dn selon le couvert nuageux et l alb do quation VI 28 Une d pendance du facteur de transmission solaire en n plus souvent utilis e qu une d pendance lin aire comme celle choisie ici modifierait l allure des courbes de dR dn qui ne seraient plus des droites mais changerait peu a ex Bintanja et Van Den Broeke 1996 alb do 0 70 0 80 0 90 1 00 n bulosit Figure VI 25 d pendance de dR dn selon le couvert nuageux abscisse et l alb do ordonn e Application de l quation VI 28 avec Rextra 400 W m da dn 0 5 et EacOTx 200W m Pour da dn 0 5 l alb do critique minimum pour n 1 est de 0 85 figure VI 25 au lieu de 0 70 lorsque da dn est n glig quation VI 30 Au Groenland Ambach 1974 et Konzelmann et Ohmura 1995 observent un alb do critique a compris entre 0 75 et 0 85 Bintanja et Van Den Broeke 1996 tudient la d pendance de a selon la transmission du rayonnement solaire des nuages et calculent une diminution de a de 0 75 0 50 lorsque le facteur de transmission de l atmosph re totalement couvert n 1 augmente de 20 a 50 263 MODELISATION DE LA FUSION L alb do minimum n cessaire au paradoxe radiatif est lev sur le glacier du Zongo de l ordre de 0 85 En raison de la faible transmission du rayonnement solaire des nuages convectifs bas de saison des pluies de l ordre de 20 quand n 1 et de
241. e air For T 273 K and p 540 hP corresponding to an elevation of 5150 m a s l a drastic variation in relative humidity from 40 to 100 causes a variation of 1 3 mm of the depth gauge s measurement at a height of 1 meter At sea level the disturbance would be two times less No correction in the humidity of the air is carried out because its variability above the glacial surfaces and its influence on the ultrasonic measurements are lower than for temperature In addition the automatic humidity measurements are not very precise in glacial environments Moore 1983 The quality of the temperature and humidity corrections is limited by the measurements being at only one level although it is the characteristics of all the layer of air between the surface and the sensor which have an influence on the speed of the ultrasonic waves and strong gradients in temperature and humidity can appear near the surface The vertical wind speed which is related to the turbulence of the air is added to or subtracted from the speed of sound depending on the direction This disturbance is low because the measurement cycle of the ultrasonic depth gauge represents an average state of the atmosphere over a few seconds Moreover as the pulse travels the distance between the sensor and the surface in both directions emission and return the effects of the vertical wind speed tend to compensate each other Goodison et al 1988 did an analysis in order to assess m
242. e avec la distance au bord La hauteur de la couche de surface cro t d environ un m tre tous les 100 200 m de distance du bord parcourus dans la direction du vent Oke 1987 p 162 Male et Gray 1981 p 386 Wendler 1974 observe en bordure du glacier Mc Gall en Alaska un exc s d ablation d environ 10 s att nuant une centaine de m tres du bord N anmoins la contribution de l advection d air provenant des moraines chauff es en journ e est difficile distinguer de l mission radiative des moraines Le vent de glacier s coule par gravit le long des surfaces inclin es lorsque la surface est plus froide que l atmosph re environnante Il est associ un transfert de chaleur sensible vers la surface l air plus froid et plus dense s coulant le long de la surface inclin e Le vent de glacier est inclus dans les interactions actives avec l atmosph re car son existence provient du contraste de temp rature entre la surface et l air Sur les grandes calottes glaciaires ou la nuit sur les glaciers de montagne le d ficit radiatif de la surface est l origine du vent de glacier On parle alors de vent catabatique Ohata 1989 Le vent de glacier d pend de la topographie du glacier longueur et pente et des variables m t orologiques telles que la temp rature de lair la stabilit de l atmosphere et la vitesse du vent ambiant Il a t beaucoup tudi sur les glaciers alpins et sur les
243. e chapitre V 4 Chaque chapitre d bute par des rappels th oriques que le lecteur avis est invit ne pas lire paragraphes V 2 1 V 3 2 et V 3 3 En conclusion le chapitre V 5 r sume les cons quences sur les flux de la haute altitude du glacier du zongo Pour chacun des flux l interpr tation des observations n cessite l estimation des erreurs de mesure La pr cision des instruments limite la connaissance des grandeurs mesur es Celle ci d pend des caract ristiques propres un instrument pour lesquelles nous reprenons le vocabulaire et les d finitions de Guyot 1997 sensibilit r solution lin arit du signal finesse fid lit d rive du z ro temps de r ponse et fiabilit Sensibilit elle est d finie comme le quotient de la variation du signal de sortie du capteur par la variation de la grandeur mesur e Si la sensibilit est insuffisante un certain nombre de d tails sont omis Inversement si la sensibilit est trop lev e des informations non n cessaires sont acquises R solution elle repr sente la plus petite variation de la grandeur mesur e qui peut tre d tect e Lin arit du signal elle n est pas absolument n cessaire mais elle est souhaitable car elle facilite le d pouillement des donn es Finesse elle traduit la perturbation de la grandeur mesurer par le capteur Elle est infinie lorsque le capteur n apporte aucune perturbation et nulle lorsqu il perturbe compl tement
244. e de l alb do Les artefacts de mesure caus s par la pente de la surface alors que les capteurs sont positionn s horizontalement ne modifient pas l augmentation de l alb do par les nuages figure V 20 c Les nuages affectent l ensemble du bilan d nergie en surface et donc les processus de transformation de la neige d autant plus que la p riode de plus forte n bulosit est aussi la p riode de plus forte fusion saison des pluies 140 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Les passages nuageux entra nent g n ralement une baisse de l nergie incidente comme le montrent les baisses de temp rature de l air du 11 avril 2000 figure V 20 d N anmoins sur une surface de neige r fl chissant fortement le rayonnement solaire l mission radiative thermique des nuages peut compenser la r duction de l clairement solaire paragraphe VI 3 6 L augmentation de l alb do par les nuages ne peut pas tre provoqu e par une accentuation de la fusion Un ventuel regel de l eau de fonte autour des grains caus par une baisse de la radiation nette affecte peu l alb do car la glace et l eau ont des propri t s optiques similaires dans le spectre solaire Par contre lorsque les nuages r duisent la fusion le ressuyage de l eau de fonte dans le manteau neigeux peut contribuer augmenter l alb do Le 11 avril l alb do r agit tr s rapidement l augmentation de la n bulosit peu
245. e de longs temps de contact de l air avec l oc an qui recouvre 80 de la zone intertropicale Les discontinuit s horizontales de l atmosph re sont alors effac es par contact prolong avec une surface satur e en humidit et de temp rature uniforme Il en r sulte une atmosph re tropicale maritime d pourvue de gradients horizontaux marqu s en temp rature humidit ou pression d pourvue donc d nergie potentielle Les sources d nergie des moyennes et hautes latitudes sont absentes c est la chaleur latente stock e dans la vapeur d eau vapor e des vastes surfaces des oc ans tropicaux qui est la principale source d nergie sous les tropiques Les saisons sont distingu es en terme d humidit et non de temp rature car l humidit sous forme vapeur ou liquide est la variable pr dominante dans l atmosph re tropicale d terminant le climat sur toutes les chelles de temps et d espace Hastenrath 1991 fait une revue compl te de l ensemble des caract ristiques tropicales et conclut que la zone tropicale est comprise entre les latitudes 30 S et 30 N englobant la moiti de la superficie terrestre Sous les tropiques les processus de p riode journali re et les circulations locales sont beaucoup plus vigoureux qu aux plus hautes latitudes La d limitation par les tropiques du Cancer et du Capricorne aurait une justification astronomique mais non m t orologique Bien que l g rement mobiles avec
246. e et se prolonge dans la vall e avec une pente moindre Lliboutry 1964 p 435 15 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES Le facteur de vue du ciel de chaque maille du glacier est un param tre important du calcul des flux radiatifs figure IILS Le facteur de vue est un rapport g om trique qui repr sente la fraction de radiation mise par une surface qui est intercept e par une autre surface Oke 1987 p 351 Il peut tre estim selon V cos H 111 1 o H est l angle d horizon moyen Le facteur de vue du ciel est gal 1 pour un horizon d gag et 0 pour un ciel compl tement obstru Les zones du glacier de plus faibles facteurs de vue sont situ es sous le sommet dans les zones de s racs et sous la paroi rocheuse en rive droite du glacier vers 5300 m d altitude figures II 1 et II 5 En aval d une rimaye 5700 m d altitude le glacier est temp r toute la glace est la temp rature de fusion sauf une couche de surface d environ 1 m d paisseur 5150 m qui est sujet des variations thermiques saisonni res Francou et al 1995 Wagnon 19991 20 16 12 de la surface totale 0 TI ee es a 4908 5023 5138 5253 5368 5483 5598 5713 5828 5943 altitude Figure III 3 courbe hypsom trique du glacier du Zongo selon 10 tranches d altitude de 115 m de d nivel chacune 16 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES sa159p
247. e friction gale top L exp rience montre que la quantit k peut tre consid r e comme une constante gale a 0 40 d finie comme la constante de Von Karman L int gration de V 28 entre la surface et la hauteur z donne u Z u In V 29 k Zo ou Zo est une constante d int gration de la dimension d une longueur d finie comme la hauteur de rugosit de la quantit de mouvement 172 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Sur les surfaces de glace ou de neige o les obstacles sont fixes la valeur de Z est th oriquement ind pendante de l coulement et est uniquement fonction de la g om trie de la taille et de l arrangement de la rugosit de surface Brutsaert 1982 p 59 Lorsque le vent est suffisamment fort pour d placer la neige snow drift conditions 11 semble que Zo d pende de l coulement Braithwaite 1995a Sur le glacier du Zongo le vent est trop faible et la densit de la neige trop lev e pour que la neige soit d plac e par le vent chapitre IV 2 Les surfaces de p nitents pr sentent une rugosit d orientation privil gi e entra nant sans doute une d pendance du param tre Zo selon la direction du vent Sur des sastrugis en Antarctique Jackson et Caroll 1978 ont mis en vidence une variation de z de pratiquement trois ordres de grandeur 0 01 7 cm selon la direction du vent Les gradients verticaux de la temp rature et de la concentration en v
248. e have seen in section 1 that the error on the albedo measurement is above all a systematic error As stated by McGuffie and Henderson Sellers 1985 it is unlikely that the direction of the probable deviation from the true value for the radiation will change during the course of the day Yet the corrections applied modify the shape of the albedo s evolution over the day Correcting the slope effect led to a significant modification of the albedo s evolution An effect that could disturb the diurnal fluctuation measurements of albedo has not yet been discussed On the Zongo Glacier Wagnon et al 1999 reported the midday appearance of a warm layer around 20 30 cm above the surface The warm layer may be due to the absorption of solar radiation by strong concentrations of water vapor This phenomenon has also been reported in other climates e g De la Casini re 1974 Meesters et al 1997 A periodic phenomenon such as this one could modify the spectral distribution of the incident solar radiation and therefore be the cause of a cycle in the albedo fluctuations To measure the influence of the warm layer radiation sensors should be placed closer to the surface than 1 m height Calculations were carried out to check the potential influence of the warm layer and showed that the shortwave irradiance absorbed by a layer of air 1 m thick saturated with water vapor would be below the uncertainties on the pyranometer measurements 131 ETUD
249. e l alb do par grossissement des grains augmentation de la rugosit et diminution de l paisseur de neige Les poussi res s accumulent en surface o leur effet sur l alb do est fort et provoquent une r duction de l alb do plus marqu e dans la neige transform e gros grain de saison des pluies que dans la neige froide Warren et Wiscombe 1980 N anmoins les journ es de ciel clair sont trop rares en saison des pluies pour examiner l effet sur l alb do de la transformation de la neige ind pendamment de l effet des nuages V 2 4 g Radiation globale et alb do par ciel nuageux L alb do de la surface du glacier varie selon l paisseur et l altitude des nuages Warren 1982 Les nuages sont les plus fr quents en saison des pluies et sont g n ralement d origine convective et de basses altitudes paragraphe IV 2 1 Des cumulonimbus se forment fr quemment en fin de matin e donnant des pr cipitations de neige ou de gr sil sur le glacier dans l apr s midi L att nuation du rayonnement solaire par les nuages est maximale au cours des apr s midi de saison des pluies figure 2 de Sicart et al 2002 Au cours des journ es couvertes la radiation solaire globale suit un cycle diurne asym trique m me angle d incidence solaire l clairement est plus lev le matin que l apr s midi figure V 19 On peut noter que lors des matin es d couvertes des journ es partiellement nuageuses g n
250. e la balise Ainsi l mergence d une balise est plus faible que l ablation dans un mouvement de compression alors qu elle est plus forte que l ablation dans un mouvement de divergence L erreur sur le bilan local peut atteindre 10 cm d eau par an mais est r duite dans le bilan de l ensemble du glacier car les effets des zones de convergence et de divergence tendent se compenser Sicart 1996 remarque que le fait de positionner les balises au centre du glacier du Zongo ne permet pas de rendre compte des diff rentes orientations de la langue glaciaire ce qui entra ne une sous estimation du bilan de masse de 10 20 cm d eau par an Par ailleurs Sicart 1996 calcule avec un mod le g om trique simple que la pr sence de s racs ou de crevasses entra ne une augmentation de 20 30 de la surface expos e au rayonnement solaire accentuant la fusion L auteur estime que l absence de mesures en zones accident es cause une surestimation du bilan de masse du glacier du Zongo de 10 20 cm d eau par an 65 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE La distribution de l insolation potentielle rayonnement solaire direct sans att nuation atmosph rique d pend essentiellement de la pente locale et la latitude du glacier du Zongo ce sont les surfaces planes qui re oivent annuellement le maximum de rayonnement solaire principale source d nergie de fusion chapitre V 2 4 Les mesures des balises qui sont toujo
251. e la variance de P4750 sont corr l s aux autres pluviom tres 1 0 66 P4750 est peine mieux corr l avec P8 une dizaine de m tres de distance qu avec les pluviom tres P1 ou P2 situ s plus de 2 km de distance les coefficients de corr lation 0 69 et 0 74 ne sont pas significativement diff rents au seuil de signification de 5 Le d ficit de P4750 et sa mauvaise corr lation avec les autres pluviom tres tableaux IV 1 a et b peuvent tre dus une fuite ou une plus grande perturbation du vent sur sa surface de captation qui est plus petite que celles des pluviom tres totalisateurs chapitre IV 2 1 L erreur sur les lectures journali res P4750 peut aussi tre diff rente de l erreur sur les lectures mensuelles pluviom tres totalisateurs Les carts entre les pluviom tres totalisateurs de l ordre de 20 semblent principalement caus s par l effet du vent tableau IV 1 b Le d ficit caus par le vent est accentu pour les chutes de neige chapitre IV 2 1 L altitude de la limite gr sil 62 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE neige variant entre 4700 5100 m au cours de l ann e chapitre VI 3 4 le maximum de pr cipitations est enregistr au pluviom tre totalisateur le plus bas P8 Situ sur un col vent P1 re oit le moins de pr cipitations en particulier 16 de moins que P2 situ sur la m me moraine seulement 80 m plus bas figure HI 1 Les pluviometres P2
252. e les deux instruments selon le jour la vitesse du vent l humidit relative et la radiation nette mesur e par Q7 respectivement La droite d ordonn e nulle est trac e sur le graphe b 92 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Tableau V 3 moyennes et carts types des diff rences entre les bilanm tres Q7 et CNRI et O7 et NRlite Q7 CNRI juillet 1999 580 chantillons Q7 NRlite sept 1999 311 chantillons Q7cor NRlite sept 1999 311 chantillons jour nuit total jour nuit total jour nuit total Moyenne W m 17 12 14 35 9 12 10 19 5 Ecart type W m 22 4 15 65 14 50 51 13 39 corrig selon la r gression lin aire de CNR1 en Q7 Cf texte la diff rence entre le jour et la nuit est consid r e par un seuil de 10 W m de la radiation globale 600 600 a b F _ 400 _ 400 eck X 4 X as E e E Ae e s ee e A gt 7 ee ON 200 xe 200 se oc 5 aS Ph ke 6 D T a 0 M o ep 7 200 200 re Nias ees 097 609 200 0 200 400 600 l Q7 W m Figure V 3 a mesures demi horaires de la radiation nette du CNRI selon Q7 du 8 au 24 juillet 1999 b mesures demi horaires de la radiation nette du NR lite selon Q7 du 8 au 15 septembre 1999 Comparaison entre Q7 et NR lite Les figures V 4 a b c et d montrent la diff rence des mesures entre Q7 et NR lite selon diff rentes
253. e montagne ex Obled et Harder 1979 Dozier 1987 Kirnbauer 1994 Pl ss 1997 La pr vention des avalanches a n cessit des mod les plus complexes qui simulent la transformation de la neige comme le mod le CROCUS en France Brun et al 1992 ou SNOWPACK en Suisse Lehning et al 2001 Les mod les de bilan d nergie des glaciers ont t d velopp s plus tard souvent dans un objectif de quantifier l l vation du niveau des mers suite un r chauffement climatique ex Escher Vetter 1985 Oerlemans 1993 Arnold et al 1996 Les variables climatiques d entr e des mod les sont g n ralement les mesures d une station sur le glacier Les flux et la fusion sont calcul s au site de la station puis les variables climatiques sont extrapol es l ensemble du glacier pour calculer la fusion totale Les calculs de la fusion en chaque maille sont trait s ind pendamment alors qu en r alit des couplages ont lieu ex coulement lat ral de l eau de fonte Colbeck 19721 Cette partie pr sente l application sur le glacier du Zongo du mod le de bilan d nergie distribu que Hock 1998 a d velopp sur le glacier su dois Storglaci ren Peu de diff rences existent entre les mod les distribu s de bilan d nergie des glaciers et le mod le de Hock 1998 pr sente l avantage d tre facile d utilisation en particulier pour le choix des variables de sortie paragraphe VI 3 2 L o
254. e par le mod le figure VI 11 L erreur de simulation est li e la pr cision de la mesure des pr cipitations mais aussi et surtout au choix du pas de temps Contrairement aux glaciers alpins o les pr cipitations d t sont g n ralement sous forme de pluie en zone d ablation les pr cipitations sur le glacier du Zongo sont de la neige parfois du gr sil m me en saison de fusion Au pas journalier la sonde ultrasons mesure un bilan de masse et non un cumul de pr cipitations Des faibles chutes de neige qui fondent dans la journ e n apparaissent pas dans les bilans journaliers alors qu elles ont entra n une hausse de l alb do Afin d am liorer l accord avec les mesures il est n cessaire de prendre en compte les pr cipitations solides un pas de temps infra journalier 240 MODELISATION DE LA FUSION Le chapitre IV 2 1 a propos une m thode de mesure au pas de temps horaire des chutes de neige 5150m SMA2 On consid re que les pr cipitations sont r parties uniform ment sur le glacier chapitre IV 2 2 Les intensit s des pr cipitations sont faibles g n ralement de quelques millim tres d eau par heure En raison de la p n tration du rayonnement solaire dans la neige l alb do de la glace affecte l alb do des fines couches de neige fra che paragraphe VI 3 4 b 3 Ainsi suivant Hock 1998 on consid re que l augmentation de l alb do Aa est proportionnelle l inten
255. easurement errors due to the temperature distribution and vertical wind In relation to a condition of atmospheric 47 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE neutrality a difference in measurements of 0 1 was observed for an unstable atmosphere and of 0 05 for a stable atmosphere During very strong vertical winds 5 m s the potential disturbance was less than 0 03 Thus above the glaciers where the surface layer is generally stable the disturbances related to atmospheric stability and to vertical wind speeds is on the order of 1 mm for a height of 1 m 3 2 Measurement uncertainty A measurement is modeled according to xi xo 6 where xi is the result of the measurement xo is the true length is the total systematic error and is the total random error Since the variations in surface height are being studied the systematic errors are not considered e 0 The model hypothesis is that the random error is a variable with a zero mean that obeys a well defined law of probability the normal law To estimate the total uncertainty on the measurement in the Zongo glacier s specific climatic conditions we observed the measurements when there was no snowfall or melting Figure 3 shows the half hourly measurements of the ultrasonic depth gauge over two days during the austral winter of 1999 The 89 measurements did not follow a tendency and the normal probability plot shows that the distribution around the mean was close to
256. ecord from the ablation zone of Morteratschgletscher Switzerland energy and mass balance Journal of Glaciology 46 155 571 579 2000 Oerter H D G Baker H Moser et O Reinwarth Glacial hydrological investigations at the Vernagtferner glacier as a basis for a discharge model Nordic Hydrology 12 335 348 1981 Ohata T The effect of glacier wind on local climate turbulent heat fluxes and ablation Zeitschrift fiir Gletscherkunde und Glazialgeologie 25 1 49 68 1989 Ohmura A Climate and Energy Balance on Arctic Tundra 3 Z rcher Geographische Schriften Departement of Geography ETH Ziirich 448 pp 1981 Ohmura A et K Schroff Physical characteristics of the Davos type pyrradiometer for short and long wave radiation Arch Meteorol Geophys Bioklimatol Ser B 33 57 76 1983 Ohmura A On the existence of glacier N 1 Urumqi River in Glacial Climate Research in the Tianshan edit par Ohmura A pp 37 42 ETH Geographisches Institut Zurich 1990 Oke T R Boundary Layer Climates 2nd ed 435 pp Routledge New York 1987 Olyphant G A Longwave radiation in mountainous areas and its influence on the energy balance of Alpine snowfields Water Resources Research 22 1 62 66 1986a Olyphant G A The components of incoming radiation within a mid latitude alpine watershed during the snowmelt season Arctic and Alpine Research 18 2 163 169 1986b OMM Guide des instruments et des m thode
257. ectance spectrale mettent en vidence l effet de l a rosol atmosph rique contenu dans la neige sur la r duction de l alb do visible paragraphe V 2 4 d La r ponse de l alb do aux variations de l angle d incidence solaire est examin e par observation des cycles diurnes qui sont vigoureux aux basses latitudes Les fluctuations par ciel clair et par ciel nuageux sont examin es s par ment car les nuages modifient fortement les propri t s du flux solaire incident Le paragraphe V 2 4 e examine les conditions d ensoleillement du glacier par ciel clair conditions aux solstices facteur de transmission atmosph rique et facteurs de variations spatiales de l clairement De nombreux auteurs ont report le fait que par ciel clair l alb do de la neige peut suivre une volution diurne asym trique l alb do le matin tant plus fort que dans l apr s midi m me angle d incidence solaire ex Hubley 1955 McGuffie et Henderson Sellers 1985 Cutler et Munro 1996 Un tel cycle diurne peut contribuer un retard du maximum de fusion par rapport au maximum d nergie incidente midi 99 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE En Alaska Hubley 1955 attribue l hyst r sis diurne de l alb do la modification de la rugosit de surface par la fusion Lorsque le soleil est bas l angle z nithal solaire est toujours plus faible pour une surface rugueuse que pour une surface plane Warren
258. ectent aussi les variations de la radiation globale G et du bilan radiatif de courte longueur d onde Rc L alb do est l autre facteur important de variations de Rc chapitre V 2 4 Les variations du coefficient de corr lation lin aire entre la temp rature et les flux radiatifs et les variations des cart types des flux radiatifs sont montr s dans la figure V1 4 en relation avec la n bulosit Des lacunes en d but d ann e 2000 interrompent la s rie des corr lations 216 MODELISATION DE LA FUSION _ a El a 100 X o nn ei i he 1 b 0 8 Be 06 S04 fe 2 i 0 2 S o oO D D TA EE 7 oO 0 6 0 8 RI 1 SN ae a 50 c g 40 Rc Z D 30 S S 20 RI D 10 IE RE ee 5 8 2 E 2 8 8 Figures V1 4 variations des corr lations entre la temp rature et les flux radiatifs tellurique RI et solaire Rc au cours de l ann e 1999 2000 a montre l att nuation de l clairement extraterrestre solaire b montre les coefficients de corr lation sur 30 jours de la temp rature avec Rc trait triangles avec la radiation globale trait et avec RI trait points Les tirets horizontaux r 0 33 d limitent le domaine o r n est pas diff rent de 0 au seuil de signification de 5 c monte les cart types sur 30 jours de Rc trait gras et de RI trait fin 217 MODELISATION DE LA FUSION Le coefficient de corr
259. ection de propagation W m sr R luminance r fl chie W m sr Fi clairement d une surface plane d orientation arbitraire W m et Fr flux de densit radiative r fl chie W m Dans ce chapitre on utilise les termes e R flectance h misph rique Fr Fi e R flectance bidirectionnelle R 6 Or rer J O P cosO Puisque la diffusion de la glace est principalement due la r fraction plut t qu la r flexion la glace diffuse majoritairement vers l avant 180 de l azimut solaire Bohren et Barkstrom 1974 La radiation r fl chie par une surface de neige n est donc pas distribu e uniform ment dans toutes les directions Le mod le de r flexion peut tre d crit par la fonction de r flectance bidirectionnelle qui pond re la radiation solaire r fl chie selon les diff rents angles de r flexion La fonction de r flectance 100 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE bidirectionnelle de la neige est asym trique montrant un pic de r flexion dans la direction oppos a l azimut solaire Figure V 6 sch ma des angles solaires incidents et r fl chis Oet 6 sont respectivement les angles de z nith incident et r fl chi Q et es sont respectivement les angles d azimut incident et r fl chi L alb do d finit la r flectance h misph rique sur le spectre solaire comprenant des bandes spectrales dans l ultraviolet le visible et le proche infrarouge
260. ement dues aux erreurs sur la mesure des flux nous y reviendrons dans le paragraphe V 2 2 d V12 2 b Comparaisons avec un autre site Braithwaite 1981 analyse les relations entre les flux d nergie et la temp rature sur trois glaciers de l Arctique canadien entre 11 et 30 moyennes journali res La radiation est la principale source d nergie de fusion La contribution de la chaleur sensible l ablation est importante variant entre 15 et 40 Le flux de chaleur latente repr sente une faible source d nergie condensation La temp rature explique plus de la moiti de la variance de l ablation alors que sur le glacier du Zongo la temp rature en explique moins de la moiti En notant r x y le coefficient de corr lation lin aire entre deux variables x et y et S et Sy les cart types le coefficient de corr lation entre la temp rature et le bilan d nergie B R H L peut se d composer selon les contributions de chacun des flux Spiegel 1981 p 275 r T B gt rs VL2 7 ST O x note les flux H Let R Le tableau VI 3 compare les contributions des flux d nergie dans l Arctique et sur le glacier du Zongo Dans l Arctique la contribution du flux de chaleur sensible r T fusion est plus importante que celle de la radiation en raison d une meilleure corr lation avec la temp rature r T H est de l ordre de 0 8 et d une plus grande variabilit quation VI 2
261. emp rature toujours proche de la fusion En saison s che la fusion ne dure que quelques heures par jour et la temp rature de surface atteint 10 15 C lors des nuits sans nuage Les glaciers tropicaux sont caract ris s par une saisonnalit marqu e du bilan radiatif thermique presque nul en saison des pluies il repr sente en saison s che une forte perte d nergie maximale en journ e Les pertes radiatives r duisent l nergie disponible pour la fusion en journ e et contribuent l accumulation de frigories nocturnes sous la surface L incertitude sur la mesure des flux turbulents est forte et difficile quantifier Une source d erreur est la localisation incorrecte des instruments par rapport a la couche de surface qui peut tre de tr s faible hauteur La nuit toute l ann e et la journ e en saison s che le vent de glacier cause une divergence de la quantit de mouvement horizontale Par ailleurs fr quemment en d but d apr s midi un maximum de temp rature la couche chaude induit une divergence de chaleur sensible L erreur due la faible hauteur du maximum de vent de glacier est forte car elle intervient lorsque la turbulence est accentu e par les vents les plus forts Par contre l erreur due a la couche chaude intervient plut t lorsque les changes turbulents sont r duits 307 CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES En saison des pluies les flux turbulents sont faibles le v
262. emporairement la surface en fusion L alb do est une variable cl du bilan d nergie car il contr le les variations spatiales et temporelles du bilan radiatif de courte longueur d onde De nombreuses tudes de l alb do de la neige concernent les glaciers des moyennes latitudes ex Hubley 1955 Kuhn 1985 Grenfell et al 1981 Winther 1993 Cutler et Munro 1996 Oerlemans et Knap 1998 Brock et al 2000 Aoki et al 2000 Pour des pr occupations de t l d tection beaucoup d attention a t consacr e a la r flectance de la neige des calottes des hautes latitudes en Islande ex Reijmer et al 1999 au Groenland ex Konzelmann et Ohmura 1995 et surtout au p le Sud ex Hoinkes 1961 Kuhn et al 1977 Carroll et Fitch 1981 Yamamouchi 1983 Warren et al 1986 Wendler et Kelley 1988 Barkstrom et al 1992 Grenfell et al 1994 Peu d tudes des flux solaires ont t men es dans le milieu de la montagne des basses latitudes et elles se limitent g n ralement a la radiation incidente Kruss et Hastenrath 1987 Hastenrath et Kruss 1988 Hardy et al 1998 Hastenrath et Patnaik 1980 98 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE mesurent un alb do variant de 0 70 0 80 4800 m d altitude sur le glacier Lewis au mont Kenya Sur le glacier Quelccaya dans les Andes p ruviennes Hastenrath 1978 observe un alb do variant de 0 40 0 95 entre 5100 et 5200 m d altitude et sup rieur 0
263. en puissance quatri me de la temp rature o Ti n est que de 4 alors que le coefficient de variation de RIV est de 17 Le terme o Tr varie peu et RN est tr s bien corr l au facteur d mission RIV o T qui varie entre 0 5 et 1 sur le glacier r 0 98 Ainsi la source de variation de l clairement atmosph rique est essentiellement le facteur d mission et non la temp rature d mission de l atmosph re quation VI 17 Les deux paragraphes qui suivent examinent les param trisations du facteur d mission du ciel clair et de l atmosph re nuageuse On ne revient pas sur la param trisation de l mission des parois qui a t trait e au paragraphe V 2 5 c 2 VI 3 5 a 2 Ciel clair Le tableau VI 7 r sume les principales m thodes de calcul du facteur d mission de l atmosph re sans nuages selon la temp rature Tk en degr s Kelvin et la pression de vapeur e en hPa Les param trisations propos es sont souvent quivalentes car la pression de vapeur et la temp rature sont deux variables li es Selon Swinbank 1963 la relation de Brunt 1931 entre RIV et la pression de vapeur provient de la forte corr lation des deux variables avec la temp rature C est pourquoi Swinbank 1963 propose un facteur d mission d pendant seulement de T tableau VI 7 Or Brutsaert 1982 p 139 montre par des consid rations th oriques bas es sur Deacon 1970 que la formule empririque de Swinbank
264. en zone d accumulation Zeitschrift fir Gletscherkunde und Glazialgeologie 10 1 2 71 88 1975 Lliboutry L B Morales Arnao et B Schnieder Glaciological problems set by the control of dangerous lakes in Cordillera Blanca Peru III Study of moraines and mass balance at Safuna Journal of Glaciology 18 79 275 290 1977 Lupo A R J J Nocera L F Bosart E G Hoffman et D J Knight South America Cold Surges Types Composites and Case Studies Monthly Weather Review 129 1021 1041 2001 Male D H et R J Granger Snow Surface Energy Exchange Water Resources Research 17 3 609 627 1981 Manabe S et D G Hahn Simulation of the tropical climate of an ice age Journal of Geophysical Research 82 27 3889 3911 1977 Mannstein H The interpretation of albedo measurement on a snowcovered slope Archives for meteorology geophysics and bioclimatology B 36 73 81 1985 Marbouty D An experimental study of temperature gradient metamorphism Journal of Glaciology 26 94 303 312 1980 Marks D et J Dozier A clear sky longwave radiation model for remote Alpine areas Arch Meteorol Geophys Bioklimatol Ser B 27 159 187 1979 324 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Marks D J Dozier et R E Davis Climate and energy exchange at the snow surface in the alpine region of the Sierra Nevada 1 Meteorological Measurements and Monitoring Water Resources Research 28 11 3029 3042 1992 Marsh
265. enland Meesters et al 1997 observent Zo Zoq et Zor inf rieur Z de deux ordres de grandeur Une variation des hauteurs de rugosit d un ordre de grandeur entra ne une variation des flux turbulents d un facteur 2 selon Munro 1989 alors que selon Denby et Greuell 2000 la variation des flux correspondante n est que de 25 En raison des difficult s de mesure et de la grande vari t des valeurs propos es dans la litt rature les hauteurs de rugosit sont souvent consid r es comme des param tres de calage des mod les de bilan d nergie ex Hock 1998 Morris et Harding 1991 consid rent une hauteur de rugosit efficace Zo Zor Zog qui minimise l cart entre les mesures directes de la fusion d un manteau neigeux et le calcul de la fusion a partir du bilan d nergie V 3 4 Observations sur le glacier du Zongo V 3 4 a La m thode de calcul des flux Wagnon 1999 calcule les flux turbulents 5150 m par la m thode des profils partir des mesures de temp rature et d humidit de psychrom tres ventil s SMA2 L effet de la stabilit de lair est pris en compte selon les relations log lin aires de la longueur de Monin Obukhov La nuit les profils sont int gr s entre les mesures 30 et 180 cm de hauteur En milieu de journ e un maximum de temp rature semble apparaitre vers 20 30 cm de hauteur impliquant une divergence de la chaleur sensible ph nom ne de la couche chaude
266. ent missaire du glacier du Zongo axe Y de droite Valeurs mensuelles d avril 1996 ao t 1998 e Points de discussion Les erreurs de mesure et de calcul des flux n ont pas t tudi es en d tails par Wagnon 1999 Le chapitre V 2 3 examine les sources d erreur des mesures des bilanm tres qui peuvent tre fortes surtout en l absence de ventilation Le chapitre V 3 examine la m thode de calcul des flux turbulents de Wagnon 1999 La m thode de profil selon deux niveaux est tr s sensible aux erreurs de mesure ex Martin 1975 L erreur sur les flux turbulents provient aussi de la m thode qui est indirecte Le glacier est temp r en zone d ablation car le flux de conduction de chaleur C dans la glace est nul sur le cycle annuel ce qui incite Wagnon 1999 ne pas consid rer ce flux N anmoins lors des nuits sans nuage de saison s che un stock de froid se forme sous la surface En matin e l nergie incidente est d abord consomm e pour amener la temp rature de surface 0 C et tout au long de la journ e un flux d nergie sert effacer les frigories nocturnes Ainsi bien que faible le flux de conduction de chaleur dans la 37 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES glace ou la neige peut intervenir dans la saisonnalit marqu e du d bit de fonte chapitre VL3 8 L observation de p nitents sur le glacier caract ristiques d une forte sublimation L n gatif et
267. ent d t austral La param trisation de RW selon Brutsaert 1975 montre l augmentation au cours de la journ e de l clairement atmosph rique avec la temp rature et le facteur d mission de l atmosph re lui m me augmentant avec la temp rature et l humidit L augmentation observ e de RIV est due l augmentation de la temp rature et du facteur d mission de l atmosph re mais aussi aux perturbations de la radiation solaire La forte augmentation de RW en fin de journ e est due l arriv e des nuages Une correction de 1 2 de la radiation globale r duit les perturbations du rayonnement solaire am liorant l accord avec la param trisation de Brutsaert 1975 N anmoins l incertitude sur la param trisation de Brutsaert 1975 est forte au pas horaire De plus il est difficile de distinguer la perturbation directe de la radiation solaire de l augmentation r elle de l clairement atmosph rique dans la journ e car les deux variations sont d amplitudes similaires et ne sont pas ind pendantes l augmentation de la temp rature de l atmosph re est li e la radiation solaire Des mesures cinq minutes d intervalle de l clairement atmosph rique l ombre d un cran annulaire ont t effectu es le 29 mai 2001 Le positionnement et le retrait de l cran causaient une variation de l clairement atmosph rique de l ordre de 2 de la radiation globale Lors de l exp
268. ent est faible et l humidit de Pair limite la sublimation En saison s che la perte d nergie en chaleur latente sublimation d passe l apport en chaleur sensible contribuant r duire la fusion La mesure est d autant plus pr cise que le flux est fort Ainsi une tude des conditions climatiques associ es la formation des p nitents observ s certaines ann es sur le glacier du Zongo serait utile pour estimer les coefficients d changes turbulents en milieu tropical L analyse des flux d nergie a permis d expliquer pourquoi la temp rature de l air est un mauvais indice de la fusion des glaciers tropicaux Le flux de chaleur sensible est peu important en raison du faible vent des faibles variations thermiques et de la faible densit de l air haute altitude Ce sont les flux radiatifs mal corr l s la temp rature qui contr lent l intensit et la variabilit du bilan d nergie Les glaciers tropicaux ne semblent pas satisfaire les conditions d application des mod les statistiques degr jour pourtant utilis s sur la plupart des glaciers du monde pour quantifier les effets du r chauffement atmosph rique La nature physique du mod le de bilan d nergie d velopp par Hock 1998 sur le glacier su dois Storglaci ren a permis de l adapter aux sp cificit s climatiques de la haute montagne tropicale La principale modification a concern l alb do dont les erreurs
269. entioned that during the wet season there is an alternation of periods of 5 to 10 days of heavy and light convective clouds cover on 55 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE the Bolivian Altiplano related to dry and wet conditions respectively These rainy and dry periods are associated with the reinforcement or weakening of the High Bolivian high pressure zone centered on the Altiplano at 200 hP Garreaud 1999 4 3 Density of the fresh snow Comparing the snow depths measured by the ultrasonic depth gauge with the water depths measured by the Pg storage rain gauge placed 20 m away gives an estimation of the density of the fresh snow provided the systematic bias on the Pg gauge is known We will study here the measurements made over 8 months from September 1999 to April 2000 Figure 8 For wind speeds under 4 m s Figure 6 the catch deficiency of the rain gauge for solid precipitation would be lower than 50 U S Army Corps of Engineers 1956 Larson and Peck 1974 As a result the density of the snow that fell in 3 hours at 5150 m a s 1 on the Zongo glacier was 200 50 kg m from September to January then it was 250 50 kg m until end of April Figure 8 180 160 140 120 4 100 ultrasonic d 0 30 80 ultrasonic d 0 20 snowfall cm w e 60 40 20 09 10 11 12 01 02 03 04 month Figure 8 Snowfall measured at 5150 m a s l on the Zongo glacier from September 199
270. epth of fresh snow of 10 cm and a density of 100 kg m Moreover the density of the snow can change very quickly with the packing of the snow after snowfall and measurements taken several hours after snowfall can lead to erroneous results Comparing the ultrasonic depth gauge with the rain gauge gives a mean value of the density of the fresh snow over several months with a precision comparable to that of direct measurements The density of freshly fallen cold snow depends to a great extent on the crystals and therefore indirectly on the temperature but especially on the wind speed at the moment of the snowfall Lliboutry 1964 Most of the fresh snow densities presented in the literature concern winter precipitation that deposits cold and dry snow The variability of these densities is especially related to different wind speeds table III The densities of fresh snow observed on the Zongo glacier on the order of 250 50 kg m in wet season are higher than those observed at higher latitudes because snowfall occurs during a warm period 80 of the hourly air temperatures during precipitation were between 3 and 1 C The snow is heavy as soon as it falls and the transformation of wet snow leads to a rapid increase in the density Colbeck 1982 The absolute value of the fresh snow density is not known with a high accuracy but changes in the course of the year can be assessed The higher mean density of fresh snow from January to March t
271. er station on the glacier The incident solar radiation air temperature ventilated and wind speed and direction were measured every half hour by a Campbell automatic weather station located on the glacier near the ultrasonic depth gauge Wind was measured by a Young anemometer wind vane installed at 180 cm above the surface accuracy 0 3 m s 3 46 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE 3 THE ULTRASONIC DEPTH GAUGE MEASURING METHOD 3 1 Influence of temperature humidity and wind on the measurements The speed of sound in the air is independent of pressure but depends on the temperature and humidity of the air as well as the speed of vertical wind Conturie 1954 p 18 The measurements were corrected with the increase in the speed of sound with temperature The dependence of the speed of sound c with the density of the air can be reduced in a first approximation to a function of the air temperature T o RTY i Vm With R the constant of perfect gases 8 31 J K Y 1 4 for dry air and M the molar mass of gas 0 029 kg mol for dry air Around 0 C the correction in temperature is on the order of 0 2 per Kelvin i e 2 mm per Kelvin for a measurement of meter The effect of moisture in the air on the speed of sound is obtained by replacing in 1 the air temperature T by its virtual temperature T T 1 0 378e p Brutsaert 1982 where e is the partial pressure of water vapor and p is the total pressure in th
272. erficie Fusion moyenne Fusion pond r e par la surface cm m totale cm d eau par jour d eau par jour et de la fusion totale 4850 5000 10 2 0 0 20 19 5000 5150 20 1 4 0 28 26 5150 6000 70 0 8 0 58 55 VI 3 8 a 5 Les erreurs d alb do L alb do est index selon le nombre de jours depuis la derni re chute de neige selon la hauteur de neige lorsqu elle est faible quelques centim tres et selon l intensit des chutes de neige quations VI 11 VI 15 et VI 16 paragraphe VI 3 4 b En moyenne sur la saison des pluies l alb do calcul est lev variant entre 0 60 et 0 85 du front jusqu au sommet figure VI 35 Les seules mesures disponibles en zone d accumulation sont celles de la station SMA3 5550 m tableau II 4 qui font appara tre un alb do moyen de 0 78 en saison des pluies 1998 1999 L alb do moyen simul est 277 MODELISATION DE LA FUSION plus lev d passant 0 8 d s 5300 m lors de la saison des pluies 1999 2000 figure VI 35 Pourtant les pr cipitations ont t plus abondantes en 1998 1999 qu en 1999 2000 10 de diff rence Berthier et al 2001b 0 85 0 80 0 75 opeqle 0 70 0 65 0 60 Figure VI 35 distribution de l alb do la surface du glacier du Zongo Moyennes du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 Les figures VI 36 a et b comparent l alb do simul avec les mesures 5050 m SM
273. ergie est plus affect e par les incertitudes sur l alb do que par les incertitudes sur la temp rature de I air Un mod le est le r sultat d un compromis entre g n ralit la propri t d tre transposable r alisme et pr cision Les mod les tr s simples n apportent que peu d information alors que les mod les tr s complexes sont incompr hensibles G n ralement deux types de mod les de la fusion de la neige ou de la glace sont distingu s les mod les statistiques degr jour reliant la temp rature de l air la fusion et les mod les simulant l ensemble des flux d nergie Ce second type de mod les 205 MODELISATION DE LA FUSION de bilan d nergie est dit physique car il utilise le cadre th orique des quations de la physique de conservation de la masse et de l nergie Les param tres ont en principe une signification physique et peuvent tre mesur s et extrapol s dans le temps et l espace Un mod le hydrologique est dit global lorsque les variations spatiales des param tres et des donn es d entr e sont n glig es Les mod les distribu s consid rent un d coupage du bassin versant en des unit s l int rieur desquelles les variations des entr es et des param tres peuvent tre n glig es Les mod les d hydrologie nivale ou glaciaire semi distribu s consid rent un d coupage spatial selon une seule variable en g n ral l altitude Les limites d
274. ers of water 0 3 6 9 12 15 18 21 24 local time Figure 5 Distribution during the day of cumulated precipitation at a 3 hour time step a and b show snowfall measured by the ultrasonic depth gauge on the glacier for the wet season of 1998 1999 98 days and the wet season of 1999 2000 121 days respectively c shows the rain measured by Pv at 3900 m in the Zongo valley for the wet season of 1999 2000 The wind regime at the surface of the Zongo glacier is dominated by the local atmospheric circulation related to valley wind during the day and mountain wind during the night Hastenrath 1991 p 13 observed this type of regular daily shift on Mount Kenya in the east of equatorial Africa During the wet season in tropics meteorological situations with weak large scale forcing tend to produce light wind thus allowing for the generation of the thermally forced circulation Garreaud 1999 Contrary to the glaciers of the higher latitudes where winter precipitation is generally associated with strong winds caused by low pressure situations precipitation on tropical glaciers is not associated with storms The wet season is during the austral summer when the potential solar radiation is maximal Much of the precipitation is of convective nature through the local heating of the land surface by solar radiation The mass of moist air formed above 53 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE the lowlands is carried by the valley wind toward the h
275. erve une augmentation de la radiation globale de 20 30 W m par kilom tre dans la r gion de Davos Suisse Par contre Dozier 1980 calcule une augmentation plus forte de la radiation globale G avec l altitude dans la Sierra Nevada en Californie augmentation de G de 25 de 1200 m 4400 m A l chelle du bassin du glacier du Zongo l augmentation de la radiation solaire directe avec l altitude est tr s faible bien inf rieure aux incertitudes sur la mesure De m me les variations du facteur de transmission de l atmosph re selon le contenu en vapeur d eau ou en poussi res sont tr s faibles en raison de la tr s haute altitude Les diff rences selon les sites de l clairement solaire sur une surface horizontale mesur par un pyranom tre positionn horizontalement d pendent donc principalement de l environnement ombres des relief et r flexions sur les pentes de neige La r flexion solaire sur les pentes de neige environnantes augmente g n ralement la radiation globale par augmentation du rayonnement solaire diffus ex Angstr m 1931 Dozier 1980 Olyphant 1986b Sur le Morteratschgletscher Oerlemans 2000 observe une augmentation de la variabilit de la radiation globale au printemps lorsque la disparition de la neige sur les pentes autour du glacier r duit les r flexions multiples Sur le glacier du Zongo la ligne de neige varie peu et l alb do des surfaces autour du glacier ne suit
276. es a l exc s en temp rature le constructeur recommande une correction du signal selon la vitesse du vent 1 0 0082xu Or la vitesse du vent sur le glacier est en g n ral inf rieure 5 m s chapitre IV 2 1 induisant une faible correction de la radiation inf rieure 5 Le Q7 est un mod le Fritschen similaire au Q4 test par Halldin et Lindroth 1992 Bien que ce capteur soit prot g par un d me en poly thyl ne une correction du signal selon la vitesse du vent est galement appliqu e Campbell Scientific 1994 Cette P 3 ak gee 1 correction est faible moins de 6 pour des vitesses de vent inf rieures 7 m s e R sultats des comparaisons Les volutions de la radiation nette selon Q7 et de la radiation solaire globale sont montr es sur les figures V 1 a et b pour les deux p riodes de comparaison de juillet et septembre 1999 respectivement Le temps est beau avec quelques journ es couvertes telles que les 10 et 11 juillet ou les 13 et 14 septembre Sur les deux p riodes les clairements solaires sont d amplitudes similaires Les plus fortes valeurs de radiation nette lors des journ es de septembre sont dues a un alb do plus faible qu en juillet 90 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 600 a 1200 500 1 4 I T e400 4 hn dy nai 800 E Lond ay EUR 300 71 namaa Ni Pd Aa rere E S 20 4A PA iy r40 3 ead EUR 2 e 9 JAA ULL
277. es de la sensibilit du d bit aux param tres de calcul de l alb do montrent que les param tres les plus importants sont l alb do du n v que chelle de temps de la d croissance exponentielle de l alb do de la neige n et le facteur de proportionnalit entre l intensit horaire des chutes de neige et la hausse d alb do c De ces trois param tres Cp est le plus difficile estimer par l observation paragraphe VI 3 4 b Le mod le simule un flux d nergie apport par la pluie P tr s faible mais non nul jusqu 5200 m alors que les chutes de gr sil ne sont jamais observ es au dessus de 5100 m environ La surestimation de l alb do calcul 5050 m n est donc pas caus e par une limite pluie neige trop basse La surestimation de l alb do de neige peut provenir des param tres n e ou Cp tableau VI 6 et ou de la mesure des pr cipitations solides au pas horaire Ainsi une surestimation de la densit de la neige fra che chapitre IV 2 1 pourrait expliquer un alb do trop fort quand il neige La surestimation de l alb do entra ne une ligne de neige trop basse par ex le 7 d cembre et le 31 janvier figure VI 28 b qui ne permet pas de simuler les pics de fusion de la glace au d but de janvier figure VI 30 Paradoxalement le mod le produit trop d eau de fusion exc s de 15 alors que l alb do qui contr le la principale source de fusion Rc est surestim L
278. es derni res produisant des fortes chutes de neige nocturnes sur le glacier En raison de temp ratures proches de 0 C la densit de la neige fra che est lev e en saison des pluies de l ordre de 0 25 et la neige est en fusion d s sa chute La densit lev e de la neige et le vent faible emp chent le d placement de la neige par le vent qui est la principale cause de variation de l accumulation sur les glaciers des plus hautes latitudes L accumulation sur les glaciers tropicaux est caract ris e par une r partition assez uniforme Les comparaisons entre les pluviom tres sur et hors du glacier les carottages en zone d accumulation et la fusion la ligne d quilibre mettent en vidence une sous estimation de 20 50 des pr cipitations par les pluviom tres Le biais caus sur le bilan hydrologique suffit expliquer la diff rence avec le bilan glaciologique Les incertitudes sur le bilan de masse sont fortes bilan hydrologique sous estim pr cision du bilan glaciologique au mieux de 400 mm d eau par an et bien sup rieures aux pertes par sublimation qui doivent tre estim es par l tude des flux d nergie Le bilan d nergie est domin par les flux radiatifs L erreur sur la mesure directe de la radiation nette est forte et est essentiellement li e des variations de la sensibilit des capteurs selon le domaine spectral Chaque flux radiatif doit tre mesur et analys s par ment
279. es et hauteurs de mesure de la vitesse et de la direction du vent sur le glacier Station Altitude m Hauteur de mesure cm SMA1 5050 250 SMA2 5150 30 et 180 SMA3 5550 250 La pr cision des an mom tres girouettes Young 05103 install s sur le glacier est de 5 en vitesse et de 3 en direction Campbell Scientific 1993 L an mom tre est un capteur h lice faible seuil de d marrage environ 0 5 m s qui est adapt la mesure des faibles vitesses de vent sur le glacier Selon Wagnon 1999 une variation de la vitesse de vent de 10 entra ne une variations des flux turbulents inf rieure 15 Les incertitudes sur la vitesse du vent entra nent donc une faible erreur sur les flux turbulents V 34 c 1 Cycles diurnes et saisonniers Tout au long de l ann e le r gime des vents est domin par la circulation atmosph rique locale avec l alternance du vent de vall e en journ e provenant de l est et du sud est et du vent de glacier la nuit du nord ouest figure V 38 La vitesse du vent n est jamais tr s lev e d passant rarement 5 m s chapitre IV 2 Les circulations thermiques locales sont favoris es par les faibles for ages synoptiques associ s aux conditions climatiques tropicales chapitre II 3 189 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE N AP gt a O S O 50 S S E 40 direction du vent saison des pluies E N E
280. es figures V 2 a et V 4 a La perturbation ii explique la plus grande partie des carts de Q7 avec CNRI L observation attentive des courbes de la radiation nette montre que ces carts ne sont pas li s des probl mes d ombres Il est exclu que CNRI sous estime le flux radiatif cause de pertes de chaleur du capteur car les pyranom tres CG3 ont t test s avec d autres pyranom tres Sicart et al 2001 et les erreurs des pyrg om tres tendent surestimer le bilan de grande longueur d onde en journ e chapitre V 2 5 b L erreur semble provenir de la sensibilit de Q7 dans les courtes longueurs d onde car l cart type des erreurs nocturnes est faible tableau V 3 La figure V 2 d montre que l erreur n est pas fonction de la radiation nette elle ne l est pas non plus de la radiation globale Une correction selon la radiation r duirait peu les incertitudes 95 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE L apparente augmentation des erreurs par faible humidit figure V 2 c provient sans doute du fait que par temps beau et sec la radiation solaire est forte entrainant une forte erreur figure V 2 d Il est difficile de distinguer la d pendance en temp rature de la sensibilit de la thermopile des autres facteurs d erreur car la temp rature est reli e l ensemble des flux d nergie Halldin et Lindroth 1992 observent des mesures de radiation nette lorsque la temp rature de l ai
281. esccevscceceveces 301 VIII CONCLUSIONS GENERALE G ccccccccecccceccececseccesessceesesceseces 305 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUEG scccececccsccccecceecsccseeccsceesese 311 ANNEXE A Wagnon P Ribstein P Francou B Sicart J E Anomalous heat and mass budget of Glacier Zongo Bolivia during the 1997 1998 EI Nino year Journal of Glaciology 47 156 21 28 2001 cccecccccccccccescccccccsccsccescceseee A 1 ANNEXE B Extrait du manuel d utilisation du mod le de Hock 1998 B 1 R sum Cette th se porte sur le bilan de masse et l coulement de fonte d un glacier des Andes tropicales le glacier du Zongo en Bolivie 16 S 68 W 2 4 km 6000 4850 m d altitude Le rythme des pr cipitations est marqu par une saison des pluies en t austral et une saison s che en hiver Une caract ristique importante des glaciers tropicaux est que l ablation et l accumulation sont toutes deux maximum en saison des pluies L tude est bas e sur des mesures m t orologiques de bilan de masse et du d bit de fonte effectu es au cours des ann es 1996 2000 La comparaison des bilans de masse glaciologique et hydrologique montre que les pluviom tres sous estiment les pr cipitations solides de 20 50 Le d veloppement d une m thode de mesure des chutes de neige par une sonde ultrasons un pas de temps horaire permet de caract riser les variations des pr cipitations Les m
282. esertsseisteseseossesese css 13 12 Site d tudes 5552 indie de doit idees die see ons des 13 TIL 3 Contexte climatique sssssssssssessssoesensscesceescsesee 17 II 4 Les m thodes de mesure du bilan de masse 22 I11 4 1 Les m thodes glaciologique et hydrologique 22 11 4 2 La m thode de bilan d nergie 26 ILS La glaciologie tropicale cccceeccsecccccccccecccesccesccescccccesccescseecees 31 I11 5 1 Les tudes de bilan d nergie sur les glacier tropicaux 31 IH 5 2 Etudes sur le glacier du Zongo 34 II 5 2 a Le mod le de Rigaudi re et al 1995b 34 II 5 2 b La th se de Wagnon 19997 35 IV PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE scosescosesccosese ee 39 IV L Introduction ses eeeteenens r n ES 39 V 2 Les pr cipitations dont send dires den ie EEEE seat ee societe se 40 IV 2 1 Solid precipitation on a tropical glacier in Bolivia using ultrasonic depth gauge measurements Water Resource Research soumis 2001b 40 IV 2 2 R partition des pr cipitations dans le bassin versant 60 IV 3 La m thode glaciologique cccsecscccsccccccesccecccceccceccesccesccescceeese 65 IV 3 1 Incertitudes en zone d ablation 65 IV 3 2 Incertitudes en z
283. est d environ 5250 m N anmoins sa position est impr cise en raison de l absence de balises au dessus de 5200 m Le tableau IIL 2 montre les bilans de masse et l altitude de la ligne d quilibre du glacier calcul s selon la m thode glaciologique de 1991 2000 Le glacier a perdu environ 3 m d eau les dix derni res ann es tableau 111 2 24 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES Tableau II 2 bilan de masse sp cifique selon la m thode glaciologique cumul et altitude de la ligne d quilibre ELA glacier du Zongo de 1991 2000 Ann e bn mm d eau Zbn mm d eau ELA m 1991 92 900 900 5500 1992 93 516 384 5050 1993 94 88 472 5250 1994 95 703 1175 5450 1995 96 675 1850 5425 1996 97 797 1053 5075 1997 98 1962 3015 5510 1998 99 333 3348 5350 1999 2000 104 3244 5212 Equilibrium Line Altitude Le bilan de masse de l ensemble du glacier peut tre obtenu par la m thode hydrologique partir des mesures de la pr cipitation gain de masse et du d bit du torrent missaire perte de masse Il est n cessaire de s parer l coulement de l eau de fonte du glacier du d bit provenant des surfaces non glaciaires L vaporation et la sublimation la surface du glacier faibles par rapport aux autres termes sont g n ralement n glig es Le bassin versant du glacier est d fini relativement la station limnigraphi
284. esures par satellite de l mission radiative thermique du glacier pourraient tre reli es au d bit de fonte Il serait int ressant de v rifier que l alternance entre la fusion de la glace par rayonnement solaire et la fusion de la neige par rayonnement thermique intervient aussi sur les glaciers des tropiques humides dont le climat est similaire celui de la saison des pluies des tropiques externes L tude des propri t s des masses d air d chelle moyenne 1 10 km est un compl ment n cessaire aux tudes de microm t orologie Cette approche a permis dans la th se une premi re caract risation des syst mes de pr cipitations par analyse des r gimes de vent En continuit une tude plus d taill e du vent de glacier hauteurs du vent maximum et de la couche d inversion variabilit le long du glacier doit permettre une meilleure connaissance des coefficients de diffusion turbulente et des variations des param tres climatiques tels que le vent la temp rature et l humidit de Pair ou l clairement de grande longueur d onde 309 CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES Le vent de vall e doit lui aussi tre mieux tudi afin de quantifier l advection d air chaud dans les zones proches du bord du glacier Les m thodes pr conis es sont i la comparaison entre des mesures dans et hors de l influence thermique du glacier ii des mesures des profils verticaux du vent de la temp rat
285. et 0 88 correspondant des angles moyens d horizon de 14 et de 20 quation III 1 La station m t orologique M vis install e 4750 m d altitude mesure les variables m t orologiques hors de l influence du glacier tableau II 4 26 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES Tableau II 4 liste des capteurs fonctionnant sur le glacier du Zongo en 1998 99 Stations Type de capteur Hauteur Pr cision selon le cm constructeur SMA1 5050 m depuis juillet 1999 Temp rature de l air Thermom tre Vaisala 100 0 2 C thermistance Humidit relative Hygrom tre Vaisala 100 2 de 0 90 capteur capacitif 10 de 90 100 Vitesse de vent m s An mom tre 05103 Young 250 5 Direction du vent Girouette 05103 Young 250 3 deg Radiation en courtes longueurs Pyranom tre Kipp amp Zonen CM3 100 10 en somme d onde incidente W m 0 30 lt lt 2 8 um journali re Radiation en courtes longueurs Pyranom tre Kipp amp Zonen CM3 100 10 en somme d onde r fl chie par la surface W m 0 30 lt lt 2 8 um journali re Radiation en grandes longueurs Pyrg om tre Kipp amp Zonen CG3 100 10 en somme d onde incidente W m 5 lt lt 50 um journali re Radiation en grandes longueurs Pyrg ometre Kipp amp Zonen CG3 100 10 en somme roe 3 d onde mise par la surface W m 5 lt A lt 50 um
286. et Harder 1979 Le flux incident s crit comme la somme de l mission de l atmosph re RIV et de l mission des parois environnantes RI ex Marks et Dozier 1979 Male et Granger 1981 RW RW RNy LoVe amp 6T 1 Vi V 11 o L est l clairement atmosph rique par ciel clair et sans relief V 1 et T et sont la temp rature et le facteur d mission des parois respectivement Dans un environnement alpin couvert de neige Pliiss et Ohmura 1996 calculent par un mod le radiatif bandes spectrales troites voir la revue de Ellingson et al 1991 158 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE l augmentation de RW due aux transferts radiatifs dans l air entre les parois mettrices et le r cepteur L ajustement des r sultats du mod le par une r gression lin aire des temp ratures de l air et des parois donne RW L Vs 1 V m Li aTHT V 12 Avec a 0 77 W m sr C et b 0 54 W m sr C Ly est la luminance mise par un corps noir 0 C gale 100 2 W m sr Lorsque la paroi mettrice est recouverte de neige l mission est maximale lorsque la temp rature est 0 C Les r gions du glacier entre 5100 et 5200 m et entre 5600 m et le sommet ont de faibles facteurs de vue du ciel cause des hautes parois rocheuses en rive droite figures III 1 et IILS En journ e la temp rature lev e de ces parois accentue l augmentation de RN Greuel
287. et J C Van Der Hage A study of ablation variations on the tongue of Hintereisferner Austrian Alps Journal of Glaciology 38 130 319 324 1992 Van De Wal R S W et J Oerlemans An energy balance model for the Greenland ice sheet Global Planetary Change 9 115 131 1994 Virji H A Preliminary Study of Summertime Tropospheric Circulation Patterns over South America Estimated from Cloud Winds Monthly Weather Review 109 599 610 1981 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Voituriez B et G Jacques El Nino R alit et fiction 1 ed 116 pp UNESCO Paris 1999 Vowinckel E et S Orvig Relation between solar radiation income and cloud type in Arctic Journal of Applied Meteorology 1 552 559 1962 Vuille M D R Hardy C Braun F Keimig et R S Bradley Atmospheric circulation anomalies associated with 1996 1997 summer precipitation events on Sajama Ice Cap Bolivia Journal of Geophysical Research 103 D10 11191 11204 1998 Vuille M Atmospheric circulation over the Bolivian Altiplano during dray and wet periods and extreme phase of the southern oscillation International Journal of Climatology 19 1579 1600 1999 Vuille M Interannual climate variability in the Central Andes and its relation to tropical Pacific and Atlantic forcing Journal of Geophysical Research 105 D10 12 447 12 460 2000 Wagnon P P Ribstein B Francou B Pouyaud et H Baldivieso Mesures m t orologiques hydrologique
288. et al 1998 La pression de vapeur tend a diminuer avec l altitude en raison du refroidissement de l air La d croissance tant plus marqu e pour les basses couches des formules empiriques de forme exponentielle sont g n ralement appliqu es ex Barry 1992 p 27 e z eo exp Bz V 46 o co est une pression de r f rence et B un param tre empirique de l ordre de 0 44 km Selon l quation V 46 la pression de vapeur la ligne d quilibre n est plus que 86 de sa valeur au front du glacier La surface du glacier g n ralement en situation d vaporation att nue la d croissance Le gradient d humidit ne peut tre d duit des mesures sur le glacier car il est faible par rapport aux erreurs de mesure psychrom tre 5550 m et Vaisala 5050 m V 3 4 c Vitesse et direction du vent L analyse des r gimes de vent permet de caract riser les masses d air intervenant dans la couche limite du glacier Une telle tude est un compl ment important aux mesures de microm t orologie des flux turbulents qui sont entach es d une forte incertitude et ont une faible repr sentativit spatiale Le chapitre IV 2 Sicart et al 2002 a analys le r gime des vents 4 5150m en relation avec les pr cipitations On examine ici les 188 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE variations de la vitesse et de la direction du vent selon la saison et selon les sites tableau V T Tableau V 7 altitud
289. et des flux d nergie en surface du glacier du Zongo Les variations spatiales et temporelles des pr cipitations dans le bassin versant du glacier sont examin es dans le chapitre IV 2 en relation avec les contextes climatiques local et r gional Une part importante du chapitre est consacr e l estimation des erreurs de mesure qui sont fortes surtout lorsque les pr cipitations sont solides La pr cision de la mesure des pr cipitations est cruciale dans le calcul du bilan de masse selon la m thode hydrologique Cette m thode n glige les pertes de masse par sublimation Dans la m thode glaciologique les mesures de balise et les carottages prennent en compte l ablation totale fusion et sublimation Ainsi la sublimation importante en saison s che peut tre en principe estim e par comparaison entre les bilans glaciologique et hydrologique Cette approche a t suivie par Francou et al 1995 sur le glacier du Zongo pour les ann es hydrologiques 1991 92 et 1992 93 Le bilan hydrologique obtenu tant l g rement plus lev que le bilan glaciologique Francou et al 1995 ont attribu la diff rence aux pertes par sublimation repr sentant environ 10 de l ablation totale Sur l ann e 1996 97 Wagnon et al 1999 calculent par le bilan d nergie un r sultat assez proche 5150 m d altitude la sublimation repr sentant environ 15 de l ablation totale Or l estimation de la sublimation par Francou et
290. eure et amp est la perturbation Les stations m t orologiques sur le glacier enregistrent les moyennes des variables m t orologiques sur 30 minutes correspondant 166 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Les bouff es acqui rent un mouvement turbulent suite de la convection libre ou forc e La convection libre est due aux forces d Archim de c est dire une diff rence de densit avec l air environnant Si une bouff e d air est plus chaude ou plus humide que Pair elle a une densit plus faible et a tendance monter Inversement si elle est plus froide ou plus s che elle a tendance couler Si l tat de l atmosph re cause la convection libre il est dit instable s il l emp che il est dit stable Lorsque les forces de pouss e sont nulles l atmosph re est dite neutre L air peut acqu rir un mouvement turbulent lorsqu il s coule au dessus d obstacles La convection est forc e et d pend de la rugosit de la surface et de la vitesse horizontale de l coulement Il est impossible de d crire en d tail le mouvement d sordonn des bouff es turbulentes La m thode stochastique traite des effets moyens des bouff es en consid rant les variables de l coulement comme des fonctions al atoires du temps et de l espace La th orie des similitudes traite des tendances communes observ es empiriquement Consid rer un coefficient
291. eux 261 VI 3 7 Simulation des flux turbulents 264 VI3 8 Simulation du d bit de fonte 268 VI 3 8 a Simulation du d bit de saison des pluie 270 VI 3 8 a 1 Cartes de localisation de la ligne de neige 271 VI 3 8 a 2 Calculs de l alb do simulation de r f rence 272 VI 3 8 a 3 Les sources d nergie 273 VI 3 8 a 4 Les zones de production d eau 275 VI 3 8 a 5 Les erreurs d alb do 277 VI 3 8 b Calculs des flux radiatifs de grande longueur d onde 281 VI 3 8 c Simulation de la diminution du d bit en saison s che 282 VI 3 8 c 1 Simulation de r f rence alb do calcul et RI mesur 283 VI 3 8 c 2 Les erreurs d alb do par faible hauteur de neige 284 VI 3 8 c 3 Sources d nergie et causes de la faible fusion en saison S che 286 VI 3 8 d Flux de conduction sous la surface et stock de froid nocturne 290 VI 3 8 e Les flux turbulents en saison s che 295 VI 3 9 Conclusions sur la mod lisation des flux d nergie et du d bit de VII UNE SYNTHESE DES CYCLES ANNUELS DES FLUX D ENERGIE ET DU DEBIT DE FONTE cccececs
292. extends from the end of December to the end of April On the average it snows 2 days out of 3 Over the two studied cycles the net daily accumulation is regular and practically identical roughly 20 mm of snow per day In May the change to the dry season tends to be more abrupt than the gradual transition toward the wet season The dry season lasts 51 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE from May to the end of August A few snowfall events occur but in general this is a period of low ablation 4 2 Distribution of precipitation in the day and the wind regime The accumulation of snowfall at a time step of 3 hours during the wet seasons of 1998 1999 and 1999 2000 was 3 5 and 3 3 m of snow respectively A sensitivity study showed that the choice of the time step between 2 hours and 5 hours only changes the amount of snowfall during the wet season of 1999 2000 by less than 10 The maximum amount of snow is 3 4 m of snow obtained with the time step equal to 4 h The distribution in the day of snowfalls on the glacier was bimodal Figures 5a and 5b The maximum values were observed in the middle of the night and at the beginning or in the middle of the afternoon Figure 5c shows that the Pv rain gauge in the valley also recorded two maximum values of precipitation over the 24 hour period one in the middle of the night and the other at midday It is important to assess the wind speed during precipitation because it affects the density of
293. faible lorsque n 7 5 jours et cette erreur se cumule avec l exc s d eau de la zone de n v entra nant une fusion beaucoup trop forte partir du mois de mai figure VI 41 L paisseur de neige lorsqu elle est faible a une forte influence sur Re car la d croissance de l alb do de neige est fortement acc l r e quand l paisseur approche 1 cm d quivalent en eau quation VI 11 paragraphe VI 3 4 b Puisque l paisseur de neige d pend des calculs de la fusion des pas de temps pr c dents et que l alb do contr le la principale source d nergie Rc les erreurs s amplifient par r troaction positive Ainsi un alb do surestim r duit la fusion entra nant une surestimation de la hauteur de neige qui cause un alb do trop fort et ainsi de suite 1 08 re O TD 06 2 w PE 04 02 N _ n 10 jours A n 7 5 jours quivalent en eau cm 12 02 03 03 23 03 12 04 02 05 22 05 11 06 01 07 21 07 10 08 Figure VI 40 alb do mesur graphe du haut et quivalent en eau de la hauteur de neige simul e graphe du bas 5050 m du 12 f vrier au 31 juillet 2000 La diff rence entre les deux simulations de la hauteur de neige est l chelle de temps de la d croissance de l alb do de la neige n quation VI 11 285 MODELISATION DE LA FUSION 0
294. file over melting glacier ice measurements in Lansat TM bands 2 and 4 Remote Sensing of Environment 65 93 104 1998 Kohshima S K Seko et Y Yoshimura Biotic acceleration of glacier melting in Yala Glacier Langtang region Nepal Himalaya JAHS 218 309 316 2001 Konzelmann T Radiation in Glacial Climate Research in the Tianshan edit par Ohmura A pp 43 60 ETH Geographisches Institut Zurich 1990 Konzelmann T R S W Van De Wal W Greuell R Bintanja E A C Henneken et A Abe Ouchi Parameterization of global and longwave incoming radiation for the Greenland Ice Sheet Global Planetary Change 9 143 164 1994 Konzelmann T et R J Braithwaite Variations of ablation albedo and energy balance at the margin of the Greenland ice sheet Kronprins Christian Land eastern north Greenland Journal of Glaciology 41 137 174 182 1995 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Konzelmann T et A Ohmura Radiative fluxes and their impact on the energy balance of the Greenland ice sheet Journal of Glaciology 41 139 490 502 1995 Kotlyakov V M et I M Lebedeva Nieve and ice penitentes The way of formation and indicative significance Zeitschrift f r Gletscherkunde und Glazialgeologie X 111 127 1974 Kraus G Boden und Klima auf kleinstem Raum Fischer Jena 1911 Kraus H Energy exchange at air ice interface The role of snow and ice in hydrology Proceedings of a symposia held at Banff Septembe
295. flux en surface R H L Puissances horaires moyennes sur toutes les mailles du glacier du Zongo du 12 f vrier au 31 juillet 2000 sim2 e Les effets des pr cipitations sur l alb do L alb do du glacier d pend de la quantit et de la nature gr sil ou neige des pr cipitations Les seules mesures de pr cipitations horaires disponibles sur le glacier sont celles de la sonde ultrasons Des simulations ont t effectu es avec le pas de temps des moyennes des mesures de la sonde pris 4 heures et 5 heures au lieu de l intervalle de 3 heures choisi comme r f rence chapitre IV 2 1 Comme r sultat le d bit de fonte varie tr s peu selon les diff rentes s ries de pr cipitations et l accord avec 287 MODELISATION DE LA FUSION le d bit mesur n est jamais am lior par rapport a la simulation de r f rence non montr Les pr cipitations convectives diurnes de saison des pluies peuvent d poser du gr sil ou de la neige fondue sur le glacier jusqu une altitude d environ 5100 m Les pr cipitations de saison s che et les pr cipitations nocturnes de saison des pluies caus es par des p riodes de mauvais temps de plusieurs jours chapitre II 3 am nent toujours de la neige sur le glacier Par effet d alb do le d bit de fonte diminue lorsque les chutes de neige sont basses altitudes le d bit simul d pend du seuil de temp rature en dessous duquel les pr cipitations sont sous
296. fort est un argument de Wagnon 1999 sur l importance de ce flux dans la saisonnalit du d bit de fonte N anmoins des p nitents sont observ s sur le glacier en 1994 1995 1996 97 ann e tudi e par Wagnon et 1997 1998 mais pas en 1992 93 1998 1999 ni 1999 2000 Les hauteurs atteintes les p riodes dans l ann e et les dur es des p nitents sont tr s variables Les p nitents sont caract ristiques d une p riode de temps sec froid et sans nuage Lliboutry 1954 Kotlyakhov et Lebedeva 1974 Ils n occupent pas une zone permanente du glacier du Zongo C est la fr quence des perturbations hivernales qui limite leur dur e Les nuages et les masses d air humide associ es r duisent l vaporation et les pertes en rayonnement de grande longueur d onde des pointes des p nitents Ils r duisent aussi le rayonnement solaire direct Les p nitents peuvent aussi dispara tre sous une chute de neige Ainsi la sublimation varie fortement d une ann e sur l autre contrastant avec l volution saisonni re r guli re du d bit de fonte ce qui tend montrer que la sublimation n est pas le seul facteur expliquant la r duction du d bit en saison s che 38 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE IV PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE IV 1 Introduction Alors que la temp rature varie peu au cours de l ann e la saisonnalit marqu e des nuages et des pr cipitations contr le les variations du bilan de masse
297. gi A Introduction la microm t orologie 1 ed 148 pp Masson Paris New York 1977 Poggi A Etude comparative du bilan thermique en deux stations du glacier Amp re Zeitschrift f r Gletscherkunde und Glazialgeologie 13 1 87 97 1977 Potter J G Water content of freshly fallen snow TEC 569 Meteorol Branch Dept of Transport Toronto Ont CIR 4232 1965 Pouyaud B Contribution l valuation de l vaporation de nappes d eau libre en climat tropical sec Exemples du lac de Bam et de la mare d Oursi Burkina Faso du lac Tchad et d A udes du Nordeste br silien th se de doctorat d tat ORSTOM 254 pp 1986 Pouyaud B B Francou et P Ribstein Un r seau d observation des glaciers dans les Andes tropicales Bulletin de l institut fran ais d tudes andines 24 3 707 714 1995 Prohaska F Distinctive bioclimatic parameters of the subtropical tropical Andes nt J Biomet 14 1 12 1970 Queney P Elements de m t orologie 2nd ed 300 pp Masson Paris 1974 Ramirez E B Francou P Ribstein M Descloitres R Gu rin J Mendoza R Gallaire B Pouyaud et E Jordan Small sized glaciers disappearing in the Tropical Andes A case study in Bolivia The Chacaltaya Glacier 16 S Journal of Glaciology 2001 sous presse Ranzi R et R Rosso A physically based approach to modelling distributed snowmelt in a small alpine catchment ZAHS 205 141 150 1991 328 REFERENCES
298. glacier Le d bit de fonte est maximum en saison des pluies t austral et minimum en saison s che hiver austral Contrairement aux pr cipitations la temp rature de l air ne suit pas de saisonnalit marqu e l amplitude thermique annuelle est inf rieure 10 C La figure II 2 montre les moyennes mobiles trimestrielles du d bit de 1991 1999 Le cycle annuel est r gulier la p riode de forts d bits est d octobre janvier et la p riode de faibles d bits environ 4 5 fois plus faibles est de mai ao t L v nement El Ni o 1997 1998 entra ne une tr s forte fusion dont le maximum est tardif centr sur le mois de janvier chapitre II 3 e Le r gime hydrologique L tude des facteurs de variation de l coulement de fonte tend r pondre aux diff rentes questions li es au pas de temps d tude i Quelles sont les causes de variation du d bit au cours de la journ e ii Quelles sont les causes de variation d un jour sur l autre iii Quelles sont les causes des variations saisonni res i e quels processus entra nent les forts d bits de fonte en saison des pluies p riode d accumulation de neige en zone haute du glacier et les faibles d bits en saison s che iv Quelles sont les causes des variations inter annuelles du d bit L hydrogramme du bassin versant forte influence glaciaire r sulte du cycle diurne de la fusion du glacier et de la r ponse hydr
299. h accumulation and ablation are maximum in wet season The study is based on intensive field work carried out during the years 1996 to 2000 including meteorological mass balance and discharge measurements The comparison between glaciological and hydrological mass balances shows that rain gauges underestimate solid precipitation by 20 to 50 Snowfall measurements on a hourly basis by an ultrasonic depth gauge allowed for characterization of variations in precipitation Masses of moist air originate in the Amazon basin and produce precipitation by the orographic effect at midday in the Andean valleys and in the afternoon in the high mountains During the wet season the alternation of periods of 5 to 10 days of dry and wet conditions the latter producing heavy night time snowfalls on the glacier is related to the regional atmospheric circulation Melting is derived from energy fluxes measured on the glacier by meteorological stations The fluctuations of net radiation the main source of energy are controlled by cloud cover and surface albedo This latter depends on sporadic snowfalls covering a permanent melting surface In the dry season diurnal variations of the snow albedo are controlled by the incident angle of solar radiation In the wet season rapid snow metamorphism causes a marked albedo decrease whereas cloud cover causes a small albedo increase by spectral effect Tropical glaciers are characterized by a marked seasonality of net long
300. h rique de la radiation solaire pr cision de l ordre de 20 r 0 75 quation VI 23 Puisque le cycle nycth m ral de RI est d amplitude plus faible que le cycle annuel figure V 26 la m thode la plus s re pour simuler RI est de ne consid rer que les variations d un jour sur l autre du facteur d mission de l atmosph re Par temps nuageux l clairement radiatif de grande longueur d onde est maximum et est distribu uniform ment sur le glacier chapitre V 2 5 La mesure ou le calcul la station peuvent alors tre consid r s comme repr sentatifs de l nergie radiative de grande longueur d onde incidente en surface de la zone d ablation du glacier Par ciel clair ou de faible couverture nuageuse l mission du relief entra ne une variation spatiale de RW non n gligeable qui peut tre index e selon le facteur de vue du ciel Le 260 MODELISATION DE LA FUSION paragraphe V 2 5 c a montr que RN peut tre d compos en ses composantes atmosph rique et d mission du relief selon RW L Vr spoT 1 Vi V 11 Ou L est l clairement atmosph rique par ciel clair et sans relief V 1 et T et p sont la temp rature et le facteur d mission des parois respectivement p est fix 1 et Tp peut tre soit fix e a 0 C pour les surfaces de neige soit tre calcul e selon la temp rature de l air et la radiation solaire globale pour les parois rocheuses quatio
301. han it was from September to December can be related to packing because precipitation becomes more intense and more regular Figure 4 It is not related to wind speed which was not significantly different during precipitation between September and December mean 2 6 m s SD 1 4 m s than during precipitation from January to March mean 2 0 m s SD 1 1 m s This increase in density can be due to a rise in temperature since when the air temperature is close to 0 C the snow density seems to increase noticeably with the temperature Sevruk 1985 Meister 1985 From September to December the mean hourly air temperature during precipitation was 1 4 C SD 1 6 C From January to March this mean was 0 2 C SD 2 0 C Nevertheless the variations in fresh snow density on the Zongo glacier remain small The range of temperature and wind speed variations during precipitation is not large and one can expect a smaller variability in the density of fresh snow at low latitudes than at higher latitudes 58 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE 5 CONCLUSION This study details a method for measuring snowfall with an ultrasonic depth gauge The method is applied to the characterization of seasonal and hourly variations in precipitation on the Zongo glacier in Bolivia Examining the characteristics of the sensor allowed us to constitute a series of solid precipitation events on the glacier at 3 hour intervals and with a sensitivity
302. heures pour la fusion de la zone de n v Gurnell 1993 identifie quatre r servoirs lin aires temps de r sidence moyens 13 h 29 h 72 h et 203 h par analyse de l hydrogramme du d bit de fonte du glacier Haut Arolla en Suisse 5 8 km Les temps de transfert de l eau de fonte travers le syst me de drainage du glacier du Zongo sont mal connus Dans la zone d ablation Schuler 1997 estime par tra age au sel des temps de r sidence compris entre une et deux heures Wagnon et al 1998 observent que le pic diurne de d bit de fonte a lieu en moyenne deux heures apr s le maximum d nergie incidente au midi solaire Schuler 1997 analyse des hydrogrammes du d bit de 1991 1995 et identifie deux r servoirs lin aires dont chacun des temps de r sidence moyens varie respectivement de 227 MODELISATION DE LA FUSION 90 160h et de 10 40h ces variations tendent montrer que l approximation de r servoirs lin aires est loign e de la r alit La fonction d autocorr lation des d bits diminue rapidement atteignant 0 7 1 0 5 en moins de cinq heures figure VI 7 La plus grande partie de l eau de fonte transite rapidement en quelques heures jusqu l exutoire On peut noter qu en saison des pluies le d bit est bien plus r gulier et plus fort qu en saison s che 1 0 8 c saison des pluies Q T 0 6 D 8 04 O 2 S 0 2 saison s che 8 0 ay ey Pee
303. iation solaire G Rextra lors de 21 journ es o les observations de la n bulosit taient suffisamment nombreuses toutes les heures pour estimer une n bulosit moyenne journali re La relation entre G Rextra et la n bulosit n peut tre repr sent e par une droite r 0 87 N anmoins les donn es sont peu nombreuses et une tude plus compl te des relations entre n et G serait n cessaire Les observations de la figure VI 20 montrent que G Rextra tend vers 0 87 lorsque n tend vers 0 En effet le paragraphe V 2 4 e a montr que par ciel clair la radiation globale journali re sur le glacier repr sente 87 de la radiation solaire extraterrestre Par ailleurs le minimum du rapport G Rextra observ sur le glacier est de l ordre de 20 252 MODELISATION DE LA FUSION On consid re donc que l att nuation de la radiation solaire est reli e au couvert nuageux par la relation G Rextra 09 0 7n VI 22 La droite de r gression de G Rextra selon la n bulosit observ e est proche de la droite d quation VI 22 figure VI 20 L inversion de l quation VI 22 permet de d duire le couvert nuageux selon G Rextra n 1 3 1 4 VI 23 10 A 0 8 t LR z S RAON g 06 Fu 4 NX IN 04 LL 0 2 wie ae 7 0 0 2 04 06 08 1 n bulosit observ e Figure VI 20 att nuation de la radiation solaire par l atmosph re G Rextra selon la n bulosit observ e au
304. iel clair le maximum d clairement solaire est entre 12h20 et 12h40 heures locales e Effets de la pente et de l exposition La d pendance de l clairement solaire selon la pente et l exposition de la surface est examin e partir de calculs de M Vallon communication personnelle L insolation potentielle annuelle i e sans les effets des nuages a t calcul e en chaque maille du glacier en tenant compte de l angle d incidence solaire et de l att nuation et de la diffusion atmosph riques selon Perrin de Brichambeau 1963 la diffusion d pend de l alb do de surface fix 0 6 sur le glacier Les figures V 15 et V 16 montrent que l insolation d pend essentiellement de la pente locale A la latitude du glacier le soleil est g n ralement haut et l insolation annuelle est maximale sur les surfaces planes c est le plateau de la zone d ablation entre 4900 et 5050 m d altitude qui re oit le maximum de rayonnement solaire sur l ann e figure V 15 L insolation potentielle annuelle varie fortement la surface du glacier d un facteur 1 5 environ de 160 250 W m en moyennes annuelles correspondant la distribution des pentes g n ralement inf rieures 40 figures III 4 et V 16 Les variations d insolation non li es la pente sont dues l orientation de la surface le soleil est le plus souvent au nord et au masque i e le facteur de vue du ciel figure V 16 118
305. ies voire quelques si cles Un glacier peut avancer ou reculer en r action une ancienne modification de bilan m me si le bilan de l ann e en cours est quilibr Si le bilan de masse reste nul pendant plusieurs ann es les dimensions du glacier vont finalement rester constantes Le glacier est alors dit en tat d quilibre C est un concept th orique important mais en fait jamais rencontr dans la r alit e Du bilan de masse au bilan d nergie Les processus d ablation ont lieu essentiellement en surface du glacier et concernent les interactions entre la glace et l air incluant les interactions entre la neige et l air on ne parlera que de glace puisqu il est question de la phase solide de l eau Diff rents types d interaction existent l effet dynamique direct du vent sur la surface les pr cipitations et les changes d nergie Cette th se s int resse plus particuli rement aux changes d nergie entre la surface et l atmosph re qui sont du domaine d tude de la microm t orologie Le chercheur finlandais Theodor Hom n 1858 1923 en est un pionnier par ses mesures comparatives de bilans d nergie sur diff rents types de sol en ao t 1893 Un des premiers ouvrages sur le sol et le climat tr s petite chelle est celui de Gregor Kraus 1841 1915 en 1911 Kraus 1911 Geiger 1927 a publi tr s t t une tude des changes d nergie entre la surface et l at
306. ige Lliboutry 1964 p 394 200 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE e Observations sur le glacier du Zongo Le glacier du Zongo est temp r sauf une couche superficielle d environ 1 m d paisseur 5150 m sujet des variations saisonni res en temp rature C 0 W m en moyenne annuelle Les mesures de temp rature dans la glace ou dans la neige permettent de calculer le flux de conduction de chaleur a partir des quations V 47 et V 48 La faible conductivit thermique de la glace entra ne de forts gradients du flux proximit de la surface Le froid est plus mal conduit dans la neige que dans la glace K lt Kg mais la chaleur de condensation lib r e par le regel de l eau de fonte qui a percol dans le manteau neigeux entraine un rapide r chauffement de la neige Il est difficile de mesurer le gradient de temp rature juste sous la surface Le cycle nycth m ral du flux de conduction s att nue rapidement avec la profondeur Il ne peut pas tre mesur par les capteurs de temp rature plac s suffisamment bas quelques dizaines de centim tres de profondeur pour viter l chauffement des capteurs par la radiation solaire Bintanja et Van Den Broeke 1995 En saison s che du givre de profondeur est parfois observ dans le manteau neigeux du glacier impliquant des gradients de temp rature de l ordre de 25 C m Marbouty 1980 En consid rant un gradient de temp rature dans la glace de
307. ighest elevations where the air cools causing an increased condensation of the moisture in the air 250 200 150 count 100 50 9 i 0 1 2 3 4 5 6 7 8 wind speed m s Figure 6 Histograms of the 3 hour means of wind speed for the wet season of 1999 2000 light bars 969 data and during snowfall during the same period dark bars 141 data The measurements were at 180 cm above the surface of the glacier at 5150 m a s l Precipitation on the glacier lasts from half a day to several days but is not intense on the hourly scale For periods of less than 1 hour the highest quantities of rain are measured at the temperate latitudes whereas for the periods from 1 hour to 1 day it is at the low latitudes that the heaviest rains are observed Dingman 1994 p 141 During the wet season the Amazon basin is a permanent source of condensation and energy convective clouds form in succession bringing persistent rains over the Andes The daytime rise of masses of moist air along the valleys carries a maximum of precipitation to the valley at midday and to the high mountain elevations in the middle of the afternoon A maximum of precipitation in the middle of the night occurs in the valley and on the glacier Figures 5a and 5b illustrate the snow depths The density of fresh snow fallen during the night is certainly lower than during the day because of the l
308. ilan d nergie varient beaucoup au cours de l ann e et sont contr l es par les flux radiatifs La radiation solaire est corr l e 220 MODELISATION DE LA FUSION positivement a la temp rature alors que la radiation thermique est corr l e n gativement La corr lation de la temp rature avec la radiation nette r sulte donc de la somme de deux corr lations des radiations solaires et thermique de signes oppos s La corr lation de la temp rature avec chacun des flux radiatifs Rc et RI augmente quand la variabilit des flux est maximale lors de l amor age de la saison des pluies et au cours des p riodes de mauvais temps de saison s che De signes oppos s et augmentant en valeurs absolues aux m mes p riodes les corr lations des deux flux radiatifs Re et Rl tendent se compenser tout au long de l ann e r sultant en une faible corr lation entre la temp rature et la radiation nette La temp rature est mal reli e au bilan d nergie et est un mauvais indice de la fusion du glacier du Zongo Les glaciers tropicaux dans un contexte de faible variabilit de la temp rature de l air ne r unissent pas les conditions d application des mod les degr jour Ceci explique l chec de Rigaudi re et al 1995b simuler la saisonnalit marqu e du d bit de fonte du glacier du Zongo par un tel mod le Les relations entre la temp rature de l air proximit du sol et le bilan d nergie en
309. imate in the Cordillera Blanca Peru Annals of Glaciology 14 136 140 1990 Kaser G et B Noggler Observations on Speke Glacier Ruwenzori Range Uganda Journal of Glaciology 37 127 313 318 1991 Kaser G S Hastenrath et A Ames Mass balance profiles on tropical glaciers Zeitschrift f r Gletscherkunde und Glazialgeologie 32 75 81 1996a Kaser G C Georges et A Ames Modern glacier fluctuations in the Huascaran Chopicalqui massif of the Cordillera Blanca Peru Zeitschrift f r Gletscherkunde und Glazialgeologie 32 91 99 1996b Kaser G Gletscher in den Tropen ein Beitrag zur Geographie der tropischen Hochgebirge th se de doctorat Habilitationsshrift Naturwiss Fak der Univ Innsbruck Austria 254 pp 1996 Kaser G Glacier climate interaction at low latitudes Journal of Glaciology 47 157 195 204 2001 Kimball B A S B Idso et J K Aase A model of thermal radiation from partly cloudy and overcast skies Water Resources Research 18 4 931 936 1982 Kipp amp Zonen Instruction manual CNRI net radiometer 42 pp 1995 Kirnbauer R G Bl schl et D Gutknecht Entering the era of distributed snow models Nordic Hydrology 25 1 24 1994 Klein S A B J Soden et N C Lau Remote Sea Surface Temperature Variations during ENSO Evidence for a Tropical Atmospheric Bridge Journal of Climate 12 917 932 1999 Knap W et C H Reijmer Anisotropy of the reflected radiation
310. imulation and diagnosis of the regional summertime precipitation climatology of South America Journal of Climate 8 2298 3005 1995 323 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Lenters J D et K H Cook Summertime Precipitation Variability over South America Role of the Large Scale Circulation Monthly Weather Review 127 409 431 1999 Leroux C Etude th orique et exp rimentale de la r flectance de la neige dan le spectre solaire Application a la t l d tection th se de doctorat Universit des sciences et technologies de Lille 1996 Lettau H H A case study of katabatic flow on the South Polar Plateau Antarctica Research Series 8 1 11 1966 Lettau H H Note on aerodynamic roughness parameter estimation on the basis of roughness element description Journal of Applied Meteorology 8 828 832 1969 Lindsay R W Temporal Variability of the Energy Balance of Thick Arctic Pack Ice Journal of Climate 11 313 333 1998 Liou K N On the Absorption Reflection and Transmission of Solar Radiation in Cloudy Atmospheres Journal of Glaciology 33 798 805 1976 Lliboutry L The origin of penitents Journal of Glaciology 2 15 111 127 1954 Lliboutry L Trait de glaciologie tome I et II 1 ed 1040 pp Masson Paris 1964 Lliboutry L Multivariate statistical analysis of glacier annual balances Journal of Glaciology 13 69 371 392 1974 Lliboutry L et M Echevin Mesures des bilans annuels
311. incidente sur le mont Kenya une pression atmosph rique de 590 hP et pour tr s peu de poussi res Leurs calculs am nent une att nuation atmosph rique d environ 9 lorsque le soleil est au z nith La diff rence entre le facteur de transmission sur le glacier du Zongo et le mod le de Kruss et Hastenrath 1987 est faible et peut tre attribu e un environnement diff rent ex r flexions sur les pentes environnantes A la SMA2 une att nuation atmosph rique par ciel clair de 13 lorsque le soleil est au z nith entra ne une r duction de l clairement extraterrestre journalier de 6 et 7 MJ m 70 80 W m en puissance journali re figure V 7 Selon ce seuil l ann e 1998 99 a compt 34 jours de ciel clair L examen de la r gularit des cycles diurnes de la radiation globale a confirm que ces journ es taient sans nuages d cembre ne compte qu un seul jour de ciel clair mai en compte dix juin quatorze et juillet neuf 115 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 2 4 e 3 Variations spatiales de la radiation globale e Surface horizontale En raison de la r duction de la couche atmosph rique avec l altitude la radiation solaire directe augmente de 1 2 par kilom tre selon Barry 1992 p 30 Au Groenland Konzelmann et al 1997 observent une augmentation du facteur de transmission de l atmosph re de seulement 4 du niveau de la mer 3500 m d altitude M ller 1985 obs
312. ines faces east The glacier flows out from 6000 to 4900 m above sea level asl Huyana Potosi Massif belongs to the outer tropics characterized by a marked seasonality of precipitation with a single wet season December to March and a pronounced dry season May to August Kaser et al 1996 In the tropics seasonal variation of extraterrestrial solar irradiance is low and global radiation fluctuations are mainly controlled by the cloud cover during the wet season Hastenrath 1991 To investigate clear sky albedo we studied measurements from the dry season 2000 from May 1 to July 23 at two sites of the glacier AWS1 Automatic Weather Station 1 installed at 5150 m asl and AWS2 at 5060 m asl Solar noon was at about 1230 LT Sunrise and sunset were at 0700 and 1800 respectively Because of surrounding mountains sunshine was only from 0900 to 1530 at AWS1 and from 0830 to 1630 at AWS2 During the measurements period the Sun was north and the daily maximum of Sun elevation varied from 50 to 58 125 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Huayna Potosi Huayna Potosi La ras o 68 W Automatic weather station AWS Figure 1 A simplified map of Zongo Glacier 2 1 km showing the two automatic weather stations AWS1 and AWS2 located at 5150 m asl and at 5060 m asl respectively 2 2 Albedo Measurements Measurements of two back to back pairs of pyranometers horizontally mounted 1 m above the glacier surface were
313. inus pour les faibles hauteurs de soleil entrainant une sous estimation du flux radiatif incident Cette perturbation est plus marqu e pour les bilanm tres que pour les pyranom tres ou pyrg om tres en raison de la modification de la distribution spectrale de la radiation incidente lorsque le soleil est bas Cette perturbation affecte peu le total journalier de l nergie re ue car lorsque le soleil est bas l nergie incidente est faible Deux perturbations thermiques affectent la finesse de l instrument de mesure La premi re provient de la d pendance de la r ponse du capteur la temp rature causant une variation de sensibilit La deuxi me concerne les pertes de chaleur par conduction convection et mission de grande longueur d onde du capteur vers le d me et la conduction de chaleur des jonctions chaudes vers les jonctions froides du capteur Les pertes de chaleur sont reli es l exc s en temp rature du capteur par rapport l air ou au d me protecteur Elles cr ent une erreur d pendant de la vitesse du vent et de la temp rature Puisque les pertes de chaleur sont pr sentes sur les deux faces du capteur seule la diff rence de temp rature entre les surfaces affecte la mesure de la radiation nette L optimisation de la m thode de mesure repose sur un compromis entre une forte r ponse de la thermopile c est dire une grande diff rence de temp rature entre les deux faces du capteur et une mini
314. ion de la pr cision du bilan mais la s rie de mesures est encore trop courte pour interpr ter les fluctuations inter annuelles Il 76 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE est important de maintenir le dispositif de mesures du bassin versant du glacier en particulier les mesures glaciologiques en zone d ablation et en zone d accumulation Les incertitudes sur les bilans hydrologique et glaciologique sont sup rieures aux pertes du glacier par sublimation de l ordre de 200 mm d eau par an 5150 m d altitude Wagnon et al 1999 La sublimation entraine une faible perte de masse pour une forte consommation d nergie son estimation n cessite l tude des flux d nergie en surface du glacier 77 78 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 1 Introduction L objectif de cette partie est d identifier les causes des variations spatiales et temporelles des flux d nergie Les observations ont pour but de d velopper des m thodes de simulation des variations temporelles des flux en chaque point du glacier Cette tape est essentielle avant une validation du mod le de fonte du glacier int grant les calculs de tous les flux partie VI L accent est port sur les flux radiatifs et sur les flux turbulents de chaleur sensible et de chaleur latente qui dominent le bilan tout au long de l ann e chapitres V 2 et V 3 Les flux de moindre importance sont regroup s dans l
315. ion en poussi re les distributions spectrale et angulaire du rayonnement incident paragraphe V 2 4 b ex Marshall et Warren 1987 Brun et al 1992 Arendt 1999 Glendinning et Morris 1999 L application de tels mod les physiques est limit e par le grand nombre de mesures d entr e n cessaires En fait ces mod les ont de nombreux param tres empiriques qui doivent tre cal s sur le site d tude chapitre VI 1 ce qui explique que le mod le Crocus transpos sans modification simule mal l alb do sur le glacier du Zongo Wagnon 1999 En g n ral l alb do est calcul selon des grandeurs facilement mesurables qui repr sentent la transformation de la neige telles que le nombre de jours ou le cumul des temp ratures positives depuis la derni re chute de neige Les grandeurs explicatives et leurs relations avec l alb do sont d termin es soit empiriquement soit par analyses statistiques La vitesse de d croissance de l alb do d un pais manteau de neige est maximale les premiers jours apr s la chute de neige puis diminue avec le temps figure VI 10 La d croissance de l alb do peut donc tre consid r e comme proportionnelle la valeur de l alb do Aa k a VI 10 L int gration de VI 10 conduit la courbe de vieillissement aging curve qui simule la d croissance de l alb do de la neige Gneige Selon une fonction exponentielle du nombre de jours depuis la der
316. ique de la glace permet la fusion en surface alors que la couche sous la 294 MODELISATION DE LA FUSION surface est une temp rature n gative Dans la neige l nergie vacu e par le regel en profondeur de l eau de fusion ayant percol de la surface permet un r chauffement plus rapide des couches sous la surface Le glacier du Zongo est temp r car les frigories accumul es dans la glace en saison s che sont effac es progressivement au cours de l ann e par un faible flux d nergie Sch matiquement pendant une moiti de l ann e saison des pluies le flux de conduction de chaleur sous la surface est en moyenne dirig vers le bas alors que pendant l autre moiti de l ann e saison s che il est dirig vers le haut V13 8 e Les flux turbulents en saison s che Wagnon 1999 explique les faibles d bits du glacier du Zongo en saison s che par une forte sublimation de la glace qui consomme beaucoup d nergie sans grande perte de masse chapitre IIL 5 2 Le mod le de Hock de bilan d nergie distribu permet de tester cette hypoth se qui repose sur des mesures en un seul point du glacier la station SMA2 La comparaison entre la simulation de r f rence et une simulation o les flux turbulents sont forc s z ro permet de tester la sensibilit du d bit figure VI 48 Les flux turbulents ont en fait une influence assez faible sur le d bit Au cours de la saison des pluies et jusqu au m
317. iques compris entre 180 et 320 W m proches des valeurs sur le glacier du Zongo Au Groenland la plus basse altitude tendant entra ner un plus fort clairement atmosph rique que sur le glacier du Zongo est compens par une atmosph re plus froide et par le r tr cissement de la troposph re haute latitude 153 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Dans une atmosphere tr s froide de haute altitude et de haute latitude Yamamouchi et Kawaguchi 1984 observent en Antarctique 2230m d altitude un clairement atmosph rique bien plus faible variant sur l ann e entre 90 et 240 W m Peu de mesures ont t publi es tr s haute altitude A 3900 m sur le glacier n 1 du Tianshan en Chine 42 N Konzelmann 1990 observe un clairement atmosph rique journalier variant entre 220 et 300 W m sur les trois mois d t La plus basse altitude et la restriction aux valeurs d t entra nent des valeurs minimales de RW plus fortes que sur le glacier du Zongo Les nuages ne sont pas assez fr quents ou assez bas sur le glacier du Tianshan cumulus et stratus pour entra ner des fortes valeurs de RIV pouvant compenser RIT et le bilan radiatif de grande longueur d onde ne d passe par 10 W m
318. is physiques et toujours des param tres de Marsily 2000 Il est indissociable de son objectif le mod le n est rien d autre que sa fonction Gineste 1998 L utilit d un mod le est jug e sur la qualit des r ponses qu il peut apporter une question pr cise Concr tement l utilit d un mod le est souvent appr ci e par la justesse des pr visions qu il permet de r aliser La question qui nous int resse est comment simuler l volution temporelle du d bit de fonte du glacier du Zongo variable de sortie partir des variables m t orologiques variables d entr e ou de for age L int r t de reproduire des observations par un mod le est de disposer d un outil de synth se de connaissance pr dire n est pas expliquer Gineste 1998 La conclusion de Seiberg 1999 est que les mod les hydrologiques repr sentent plus une fiction que la r alit mais une fiction utile la compr hension de la r alit Le d veloppement d un mod le la discussion sur ses limites et les analyses de sensibilit sont des outils de r flexion sur le fonctionnement du syst me naturel Les mod les hydrologiques sont utiles pour examiner diff rentes hypoth ses de fonctionnement du bassin versant et pour identifier les variables d entr e ou les param tres dont la pr cision est cruciale Par exemple Bl schl 1991 montre que la simulation de la fusion de la neige partir du bilan d n
319. ise of moist air from the lowlands to the east of the Andes producing a wet climate Lenters and Cook 1995 Vuille et al 1998 A mean of 70 of the year s precipitation is concentrated in the austral summer Aceituno and Montecinos 1993 The hydrological year is counted from the end of the dry season September 1 In the tropics as a result of radiation geometry the amplitude of the diurnal cycle of insolation and temperature largely exceeds the annual cycle Hastenrath 1991 p 22 The annual mean value of the air temperature at 4750 m a s l is about 1 5 C and its annual 43 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE amplitude based on daily mean values is less than 10 C The dry season is the coldest period of the year The limit elevation between rain and snow changes little throughout the year and remains below the front of the glacier at about 4800 m a s 1 Tropical mountains are within the easterly trade winds regime The tropical easterlies decrease with elevation so precipitation systems in high mountains are primarily convective and small scale in low latitudes Barry 1992 p 19 Figure 2 shows the hourly values of global radiation recorded on the glacier from August 1999 to August 2000 During the austral winter from May to August 2000 days are the shortest of the year The radiation contours were very regular demonstrating that the sky was generally cloudless it is the dry season On the other hand October 1999 to February 2
320. ivalent the change in distance must be multiplied by the fresh snow density 50 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE 4 RESULTS AND DISCUSSION 4 1 Distribution of precipitation in the year Figure 4 illustrates the progression of the daily ultrasonic measurements measurements at midnight during the two years 1998 1999 et 1999 2000 Since melting and precipitation generally alternate in the same day the daily changes in the height of the ultrasonic gauge represent a net accumulation or a net ablation 5000 r r i i 4500 g w f f 4000 p 1 y bat 1 1 1 Mi i 3000 A a j i f 8 R 3 Le Fie x Ae E ZoNa a O ARY M ee Ven LT ie 1500 i A i l xi 1000 500 snowfalls Me I et ng 0 ER 09 11 01 03 05 07 09 11 01 03 05 07 09 th 1998 99 mer 1999 2000 Figure 4 Daily measurements of the ultrasonic depth gauge at 24h00 from September 1998 to August 2000 height increase is due to melting or snow packing a height decrease is due to snowfall From September to the end of December periods of heavy melting several centimeters of ice per day alternate with snowfall which becomes more and more frequent This has been observed in the Andes of the outer tropics from Bolivia to Peru from September there is a gradual build up of the wet season with rainy spells becoming more and more predominant Schwerdtfeger 1976 p 153 The wet season on the Zongo glacier
321. ivalent en eau de neige contamin e en suie 0 3 ppmw est un milieu semi infini la surface sous jacente n influe pas sur l alb do alors que la m me paisseur de neige pure ne l est pas La dispersion des observations des hauteurs de neige partir de laquelle la surface sous jacente affecte l alb do est due en partie des diff rences de densit et de contenu en poussi res Si on consid re un quivalent en eau critique de 20 mm d eau les hauteurs de neige cit es par O Neil et Gray 1973 correspondent une densit de l ordre de 0 25 0 33 Par contre les valeurs de Giddings et Lachapelle 1961 correspondent des densit tr s lev es On consid re e 6 mm d eau correspondant 3e 20 mm d eau La valeur critique d 32 mm de neige retenue par Oerlemans et Knap 1998 implique une densit de la neige gale 0 2 correspondant de la neige peu transform e N anmoins consid rer les hauteurs de neige au lieu des quivalents en eau ne permet pas de distinguer la fusion d une neige transform e de la fusion de la neige fraiche VI 3 4 b 4 Effets des chutes de neige Les pr cipitations journali res nj 0 sont mesur es par la sonde ultrasons avec une sensibilit de 10 mm de neige par jour Ce seuil a de fortes incidences sur la qualit de la simulation de l alb do Tout au long de l ann e des pr cipitations entra nant des hausses de l alb do ne sont pas prises en compt
322. ivalent en eau par an 69 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE L erreur en zone d accumulation est essentiellement due 4 un petit nombre de points de mesure repr sentant une grande surface du glacier Des arguments tels que la faible variabilit spatiale des pr cipitations et l absence de d placement de la neige par le vent tendent montrer que l erreur d chantillonnage n est pas tr s forte N anmoins davantage de mesures seraient n cessaire pour quantifier l erreur L accumulation nette sur le glacier est proche des pr cipitations mesur es dans la partie basse du glacier alors que l on pourrait s attendre une augmentation des pr cipitations en altitude Une sous estimation de l accumulation semble plus probable en raison de l accumulation interne non prise en compte par exemple qu une surestimation mais une fois encore les l ments de conclusion sont peu nombreux L interpolation lin aire des bilans entre 5200 et 5500 m entra ne une surestimation du bilan d une dizaine de centim tres d eau par an Les incertitudes sur les mesures en zone d ablation et sur la m thode d int gration des bilans am nent une pr cision sur le bilan de masse au mieux de l ordre de 40 cm d eau par an Cette estimation co ncide avec la pr cision du mod le lin aire de Lliboutry 1974 au seuil de signification de 5 car l cart type de l erreur du mod le est de 20 cm d eau par an En consi
323. izaine de W m soit l ordre de grandeur de l incertitude sur la mesure figures V 30 a et b Paradoxalement la prise en compte de l mission de l air selon l quation V 12 entra ne g n ralement une r duction de la contribution des parois RIVp par rapport l quation V 11 La raison est 159 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE sans doute que les incertitudes sur la temp rature des parois quation V 13 et sur le calcul des transferts radiatifs dans I air quation V 12 sont fortes air non pris en compte a eS air pris en compte 60 50 40 30 20 RI incident Lo W m 60 50 V min V moy RI incident Lo W m2 V SMA ToT oT 7 TI 20 05 21 05 22 05 23 05 24 05 25 05 26 05 jour Figure V 30 augmentation du flux incident de grande longueur d onde caus e par les parois RIV L partir des mesures demi horaires 5050 m du 20 au 25 mai 2000 Diff rents facteurs de vue du ciel sont pris en compte V 0 94 SMAI V 0 87 moyenne sur le glacier et V 0 70 minimum sur le glacier Les calculs sont effectu s en tenant compte des transferts dans l air trait continu ou non tirets a est pour la temp rature des parois fix e 0 C et b est pour la temp rature des parois T T cG 160 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE La temp rature des parois selon V 13 ne d passe pas 14 C ce qui ne semble
324. l chelle de variation est diff rente et tendent se compenser En cumul sur la p riode sim1 l erreur d alb do entra ne une l g re surestimation de la fusion de 20 mm d eau soit moins de 5 du total figure VI 36 d mesures 5050 m calculs 5150 m 0 9 a 0 9 c 0 8 0 7 0 8 2 0 6 3 D 0 7 2 05 2 0 4 06 0 3 0 2 0 5 Cu ee Salle S DR ip a is gh ih aes eT FF aie EET E NON fa ASS SS Es NN NUE SoS SSL AT ere 2 eS Sr cee NAN ae eS b d 0 b _ 50 d 5 5 S 40 S 40 T T E E E 80 30 120 o 20 3 3 3 160 3 10 200 0 Figure VI 36 bilans radiatifs solaires mesur s et calcul s 5050 m a et b et 5150 m c et d du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 a et c comparent l alb do calcul au pas horaire avec la mesure journali re b et d montrent le cumul des diff rences de fusion Am caus es par les erreurs d alb do Am lt 0 si l alb do est surestim voir texte Les erreurs sur le bilan radiatif solaire Rc proviennent essentiellement d une surestimation de l alb do de la neige sur toute la surface du glacier Les erreurs sur les 279 MODELISATION DE LA FUSION forts alb dos entrainent une erreur consid rable sur la fusion en valeur relative la diminution d alb do de 0 8 0 7 entra ne une augmentation de 50 de l nergie solaire absorb e paragraphe VI 3 4 b Des tud
325. l 1994 deviennent importantes quand les variations d alb do sont tr s faibles inf rieures 0 1 ii les sastrugis de juin peuvent modifier le cycle diurne de l alb do mesures alb do corrig 1 00 1 00 a b 0 95 0 95 8 3 8 0 90 8 0 90 0 85 0 85 10 00 12 00 14 00 16 00 10 00 12 00 14 00 16 00 heure locale heure locale Figure V 18 alb do mesur sur le mont Illimani 6340 m et corrig de l effet d une pente de la surface de 2 vers l est selon les calculs de Grenfell et al 1994 a et b montrent respectivement les journ es du 30 mai et du 6 juin 1999 V 2 4 f 4 Conclusions Les jours de ciel clair ont g n ralement lieu en saison s che hiver austral lorsque la fusion de la neige est r duite Le cycle diurne de l alb do de la neige corrig de l effet de la pente de surface est de faible amplitude sym trique autour d un minimum centr au midi solaire En saison s che les fluctuations de l alb do semblent donc contr l es par le cycle diurne de l angle de z nith solaire A haute altitude les r flexions multiples dans la neige froide tendent r duire l influence de l angle d incidence La sublimation maximale au cours des journ es de saison s che peut affecter la rugosit microscopique de la surface N anmoins aucun effet de la sublimation sur l alb do du glacier du Zongo ne peut tre observ en saison s che
326. l et al 1997 proposent une param trisation empirique de la temp rature des parois selon la temp rature de lair T et la radiation solaire globale G T T cG V 13 Avec c 0 01 K W m Les facteurs de vue du ciel sont connus pour chaque maille du glacier figure II 5 A la SMAI l clairement L par ciel clair et sans parois est d duit de la mesure de RW par l quation V 11 ou V 12 selon que Pair entre les parois et le site est pris en compte ou non Le flux incident RW peut tre ensuite calcul sur toutes les mailles du glacier partir du facteur de vue de L consid r uniforme et de l quation V 11 ou V 12 Les figures V 30 a et b pr sentent l augmentation RIV Lo lors de cing jours sans nuages pour diff rents facteurs de vue du ciel la SMAI V 0 94 pour la moyenne sur le glacier V 0 87 et une des plus faibles valeurs V 0 70 figure V 31 Les calculs sont effectu s selon l mission des parois de neige T 0 C figure V 30 a et selon l mission des parois rocheuses T selon V 13 figure V 30 b Le facteur d mission des parois est fix 1 La param trisation de la temp rature des parois rocheuses selon la radiation solaire quation V 13 entra ne un cycle diurne des contributions des parois d une dizaine de W m figure V 30 b L influence de l mission de Pair entre la paroi et la surface r ceptrice est faible RW est modifi de moins d une d
327. l par rapport aux nuages entra nant une mauvaise relation entre l att nuation de la radiation solaire et l mission des nuages 1r 0 34 tableau VI 8 La nuit la seule variable reli e la n bulosit est la radiation de grande longueur d onde a saison des pluies b saison s che 360 360 320 ET 320 gs nA es ot a a 280 en gt a 280 Z ne sA ts x 240 ES a ae z mo 2 TT berg a g 200 200 we 160 160 peta Be ee ARE nl A 0 02 0 4 06 08 1 0 02 04 06 08 1 n n Figure VI 24 clairement de grande longueur d onde 5050 m selon la n bulosit n 1 3 1 4 G Rextra quation VI 23 a et b montrent les moyennes journali res pour la saison des pluies et la saison s che respectivement de 1999 2000 VI 3 5 b La radiation de grande longueur d onde mise par la surface Le facteur d mission de la surface du glacier varie tr s peu 0 99 et la temp rature d mission de la surface d pend de l ensemble des flux d nergie chapitre V 2 5 Le mod le de Hock 1998 dispose de deux options de calcul de la temp rature de surface To 1 To est fix e 0 C dans la zone d ablation du glacier 2 To 0 C si le bilan d nergie est positif ou nul sinon To est diminu e partir de 0 C par intervalles de 0 25 K jusqu annuler le bilan d nergie Le calcul est it ratif car To affecte RIT et les flux tu
328. la mesure Fid lit Lorsque la mesure de la m me quantit est r p t e la fid lit d un instrument caract rise la dispersion des donn es acquises On dit qu elle caract rise l erreur de type al atoire D rive du z ro le z ro ou la valeur de r f rence utilis e pour caler l chelle de mesure d un appareil n est jamais stable et varie en fonction du temps des conditions climatiques 79 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE etc Les chelles de mesure sont donc syst matiquement d cal es erreur syst matique ou biais Temps de r ponse La r ponse d un appareil de mesure une variation brutale de la grandeur mesurer n est pas instantan e Chaque appareil de mesure est caract ris par l inertie de sa r ponse et il est n cessaire d attendre un certain temps pour que son indication corresponde la nouvelle valeur prise par la grandeur consid r e Fiabilit elle d crit la capacit d un instrument de mesure fournir des donn es correctes durant un intervalle de temps donn sans tomber en panne Dans notre tude on consid re les instruments dans leur phase op rationnelle o le taux de panne est constant et minimum V 2 Les flux radiatifs Les d finitions g n rales concernant les transferts radiatifs sont regroup es dans le paragraphe V 2 1 Le paragraphe V 2 2 pr sente les instruments de mesure utilis s La radiation nette peut tre mesur e directement mais les
329. la modification de l alb do de surface par les nuages les conditions sur le glacier du Zongo ne semblent pas favorables a une augmentation de la radiation nette avec le couvert nuageux Une tude compl te des relations entre la radiation nette et le couvert nuageux n cessiterait de mieux quantifier l effet spectral des nuages sur l alb do da dn qui de plus est li l augmentation du rayonnement solaire diffus par ciel nuageux paragraphe V 2 4 g VI3 7 Simulation des flux turbulents Hock 1998 calcule les flux turbulents la station climatique par la bulk m thode paragraphe V 3 3 Les hauteurs de rugosit de la quantit de mouvement de la temp rature et de l humidit pour la neige et pour la glace sont des constantes ajust es par l utilisateur Une diminution lin aire des param tres de rugosit avec l altitude peut tre introduite La temp rature de l air diminue avec l altitude de 0 6 C par 100 m alors que l humidit relative est consid r e uniforme sur l ensemble de la surface du glacier paragraphe V 3 4 b Pl ss 1997 consid re une augmentation de la vitesse du vent avec l altitude pour repr senter les forts vents sur les cr tes Geuell et al 1997 calculent la vitesse du vent en chaque site du glacier autrichien Pasterze comme une variable al atoire dont la fonction de distribution a t cal e sur la distribution des mesures en un point Sur le glacier du Zongo
330. laire celle de la zone de n v La fusion du glacier en saison des pluies est d environ 1 cm d eau par jour au cours des deux mois de sim1 La r partition de la fusion la surface du glacier suit la r partition de la radiation nette figure VI 34 A proximit du front la fusion est sup rieure a 2 cm d eau par jour puis d croit 1 4 cm d eau par jour vers 5150 m d altitude Dans la zone de n v la fusion est faible de l ordre de 0 8 cm d eau par jour sans grande variabilit spatiale figure VI 34 En raison de sa grande superficie c est la zone de n v qui fournit le plus d eau 55 de la fusion totale tableau VI 9 Les r gions de forte fusion mais de moindre superficie comprises entre 4850 et 5000 m et entre 5000 et 5150 m n apportent respectivement que 19 et 26 de la fusion totale tableau VI 9 145 135 115 a i oa nes p wd senuuns uoisn 55 35 Figure VI 34 distribution de la fusion la surface du glacier du Zongo cumul du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim1 Les carottages en zone d accumulation montrent que la fusion au dessus de 5500 m peut tre importante les ann es d ficitaires chapitre IV 3 N anmoins toute l eau de fusion n atteint pas l exutoire car le n v n est jamais satur en eau partir d une altitude qui n est malheureusement pas connue 276 MODELISATION DE LA FUSION Le mod le consid rant que toute l
331. lant les transitions entre l alb do de la neige fraiche et du n v puis du n v et de la glace Pliiss et a 0 4 0 44 exp n k U S Army Corps of Mazzoni 1994 Alpes suisses k 0 05 si T lt 0 C k 0 12 si T gt 0 C Engineers 1956 en consid rant que le param tre de d croissance dans l exponentielle d pend de la temp rature de l air Zuo et Oerlemans 1996 Groenland Plusieurs param trisations sont compar es 1 deux alb dos fixes neige ou glace 2 mod lisation selon la hauteur de neige d et la fonte cumul e M d apr s Oerlemans 1991 O Oneige AncigeOe EXP 5d 0 015M o a est un alb do de fond li accumulation de poussi res le long des lignes de courant a al arctan z E a2 a3 a4 o z est l altitude E est l altitude de la ligne d quilibre et les al a2 et a3 sont des coefficients empiriques 3 Mod le 2 avec l introduction de l effet du regel de l eau de fonte ce qui am ne des nouveaux param tres a i Le terme de regel augmente exponentiellement selon la temp rature de la glace fix e la temp rature moyenne du lieu en d but d ann e 4 la param trisation est selon la densit de la neige la pr sence de neige satur e en eau slush et la pr sence d eau de fonte en surface Tr s nombreux param tres Oerlemans et Knap 1998 Alpes suisses Deux d croissances exponentielles sont appliq
332. le r le des poussi res contenues dans la neige sur la r duction de l alb do Alors que la neige subit des cycles de fusion regel les particules de poussi res se concentrent en surface Warren et Wiscombe 1980 Au Japon Higuchi et Nagoshi 1977 observent sur un champ de neige en fusion une quantit d impuret s deux ordres de grandeur plus importante en surface qu 1 cm de profondeur Cutler et Munro 1996 mesurent un alb do visible de la neige gal 0 71 350 695 nm au midi solaire et par ciel clair La densit de la neige mesur e un jour auparavant tait de 536 25 kg m et la concentration en poussi res tait d environ 200 ppmw partie par million en poids weight Grenfell et al 1981 mesurent des r flectances dans le visible variant de 0 72 0 78 sur de la neige de densit de 480 kg m et de concentration en poussi res min rales inf rieure 500 ppmw La concentration en poussi res a t mesur e dans les dix premiers centim tres de la neige du glacier du Zongo le 4 novembre 1999 et le 31 janvier 2000 La neige fondue fut filtr e travers une membrane WHATMANN GF F 450 nm de taille de pore pr cuite 450 C pendant 12 h et pr pes e Les chantillons ont t ensuite s ch s pendant 24 h 110 C et re pes s pour d terminer le contenu en impuret s Les concentrations en poussi res varient de 1 ppmw dans la neige fra che densit de 300 20kgm 100ppmw dans la neige g
333. lemans et U S Army Corps of Engineers 1956 n glace 30 j Hoogendoorn n neige 10 j 1989 Alpes Granger et Gray Consid re trois d croissances lin aires de l alb do Consid re l acc l ration de 1990 1 Au printemps pr fusion da dt 0 0061 la d croissance de l alb do Canada par jour quand l paisseur de neige 2 Et fusion da dt 0 071 par jour 3 Disparition de la neige da dt 0 196 par jour est faible Ranzi et Rosso 1991 Alpes Successivement Fonction arc tangente du nombre de jours depuis le solstice prenant en compte l augmentation de l humidit de la neige D croissance exponentielle selon le cumul des temp ratures positives depuis la derni re chute de neige Augmentation de l alb do avec les nuages selon une polynomiale du troisi me degr d un indice de la n bulosit Winther 1993 Fonctions lin aires du cumul des temp ratures Param trisations bas es sur 234 MODELISATION DE LA FUSION Norv ge positives et de l clairement solaire des r gressions multiples Van de Walet Entr es la hauteur de neige l ablation journali re Param tres tr s nombreux Oerlemans l ablation cumul e le nombre de jours depuis la 1994 derni re chute de neige et le type de surface Groenland Les donn es d entr e sont utilis es dans des combinaisons de diff rentes exponentielles simu
334. lents H L selon la pression de vapeur est similaire aux relations journali res mais la d pendance selon la vitesse du vent est diff rente les fortes vitesses du vent ne sont pas toujours associ es aux fortes sublimations figure V 43 Tableau V 8 matrice des coefficients de corr lation de la temp rature T de la pression de vapeur e de la vitesse du vent u des flux turbulents de chaleur sensible H et de chaleur latente L et du bilan H L Moyennes journali res la SMAI 5050 m pour l ann e 1999 2000 Moyenne 0 8 C 4 0hPa 2 7ms 21W m 32W m 9W m Ecart type r T e u H L H L od Ee 0 20 0 77 0 89 0 89 1 00 0 80 E E RER RER RER Les instruments de la SMAI ne sont pas ventil s artificiellement On consid re ici que l erreur sur les flux turbulents est faible car les flux sont r duits par faibles vents figure V 42 c Les variations du flux de chaleur latente expliquent presque les deux tiers des variations du bilan H L car L est g n ralement plus lev et plus variable que H 1 L H L 0 64 tableau V 8 H et L sont bien corr l s car la vitesse du vent est le principal contr le des variations des flux turbulents il explique entre 70 et 80 des variations de chacun des flux L augmentation de H quand la pression de vapeur diminue est li e la corr lation 196 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE n gative entre l humidit et le vent maximum en
335. les saisons les positions des anticyclones subtropicaux d finissent une limite naturelle des tropiques L atmosph re tropicale est caract ris e par des temp ratures lev es et une forte humidit Cependant des masses d air d origine et de caract ristiques tropicales peuvent p n trer loin dans les moyennes latitudes au cours de l t Si on consid re le bilan radiatif au sommet de l atmosph re les basses latitudes sont les r gions de gain d nergie pour le syst me terre atmosph re N anmoins la ligne de bilan 18 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES radiatif nul ne repr sente pas non plus une limite des tropiques car elle varie beaucoup en latitude au cours de l ann e Concernant les cycles thermiques Hastenrath 1991 est en d saccord avec Kaser 1996 en notant que la limite des r gions de cycle diurne de plus forte amplitude que le cycle annuel n est pas nette la transition est graduelle e La haute montagne andine Le climat des montagnes andines est contr l par la haute altitude et les effets topographiques A 5000 m d altitude la pression atmosph rique est moins de la moiti de sa valeur au niveau de la mer La faible pression atmosph rique s accompagne d une faible densit de l air et de faibles temp ratures et humidit s de l air L paisseur r duite de la couche atmosph rique amplifie le cycle thermique nycth m ral en raison d une faible att nuation
336. lgeologie 12 69 74 1976 Bergen J D The relation of snowcover transparency to density and air permeability in a natural snow cover Journal of Geophysical Research 76 7385 7388 1971 Berthier E J E Sicart P Wagnon R Gallaire J P Chazarin P Ribstein B Pouyaud B Francou et H Baldivieso Mesures m t orologiques hydrologiques et glaciologiques ann e hydrologique 1998 99 1 IRD 93 pp 2001a Berthier E J E Sicart P Wagnon R Gallaire J P Chazarin P Ribstein B Pouyaud B Francou et H Baldivieso Mesures m t orologiques hydrologiques et glaciologiques ann e hydrologique 1999 2000 3 IRD 100 pp 2001b Berton P P Wagnon B Francou B Pouyaud et H Baldivieso Mesures m t orologiques hydrologiques et glaciologiques ann e hydrologique 1995 96 55 ORSTOM 119 pp 1997 Beven K J Changing ideas in hydrology the case of physically based models Journal of Hydrology 105 157 172 1989 Beven K J et A Binley The future of distributed models Model calibration and uncertainty prediction Hydrological Processes 6 279 298 1992 Bintanja R et M Van den Broeke The surface energy balance of Antarctic snow and blue ice Journal of Applied Meteorology 34 4 902 926 1995 312 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Bintanja R et M Van den Broeke The influence of clouds on the radiation budget of ice and snow surfaces in Antarctica and Greenland in summer Interna
337. limation Sur les glaciers alpins le flux de chaleur sensible est g n ralement sup rieur au flux de chaleur latente d un ordre de grandeur ex La Chapelle 1959 alors qu ils sont d amplitudes comparables sur les glaciers polaires ex Wendler et al 1988 Sur le glacier du Zongo les deux flux sont de m me ordre de grandeur mais le flux de chaleur latente n gatif est g n ralement plus intense que le flux de chaleur sensible positif Wagnon 1999 La forte variabilit des flux turbulents dans le temps et dans l espace est une composante importante de la variabilit de la fusion Braithwaite 1981 et les fusions les plus intenses sont souvent caract ris es par un fort apport d nergie des flux turbulents ex Male et Granger 1978 Hay et Fitzharris 1988 Cline 1997 Obleitner 2000 En environnement maritime la contribution de la chaleur sensible a la fusion peut galer Hogg et al 1982 ou d passer la part radiative Poggi 1977 Dans les zones de glace bleue d Antarctique l ablation provient presque exclusivement de la sublimation Jonsson 1990 Bintanja et Reijmer 2001 Les pertes d nergie par sublimation sont fortes sur les glaciers continentaux de haute altitude ex Ohmura 1990 La mesure des flux turbulents est g n ralement indirecte s appuyant sur des relations empiriques avec les gradients verticaux moyens des grandeurs thermodynamiques Une hypoth se importante est que
338. llen Optical properties of Antarctic snow Antarctic Journal U S 21 247 248 1986 332 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Webb E K Profile relationships the log linear range and extension to strong stability Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 96 408 67 90 1970 Wendler G A note on the advection of warm air towards a glacier A contribution to the international hydrological decade Zeitschrift f r Gletscherkunde und Glazialgeologie X 199 205 1974 Wendler G et A Poggi Measurements of the catabatic wind in Antarctica Antarctic Journal U S 15 5 193 195 1980 Wendler G F D Eaton et T Ohtake Multiple reflection effects on irradiance in the presence of Arctic Stratus clouds Journal of Geophysical Research 86 C3 2049 2057 1981 Wendler G N Ishikawa et Y Kodama The heat Balance of the Icy Slope of Adelie Land Eastern Antarctica Journal of Applied Meteorology 27 52 65 1988 Wendler G et J Kelley On the albedo of snow in Antarctica contribution to I A G O Journal of Glaciology 34 116 19 25 1988 Winther J G Short and Long Term Variability of Snow Albedo Nordic Hydrology 24 199 212 1993 Wiscombe W J et S G Warren A Model for the Spectral Albedo of Snow I Pure Snow Journal of Atmospheric Science 37 2712 2733 1980 WMO Results of an intercomparaison of models of snowmelt runoff Operational Hydrology report 23 103 112 1986 Woo M K
339. logarithmiques au dessus des surfaces glaciaires ex Martin 1975 Hogg et al 1982 Braithwaite et Olesen 1990 Oerlemans 1992 V 3 3 b 3 Effets de la stabilit Au dessus de la sous couche dynamique les coefficients d changes turbulents d pendent des forces d Archim de r sultant des gradients de densit Monin et Obukhov 1954 ont propos un param tre sans dimension z L combinant les variables de la turbulence et les variables de l nergie r sultant du travail des forces d Archim de L est la longueur de Monin Obuhkov qui peut s crire Brutsaert 1982 p 65 pie u p te sd roszz T Cp L atmosph re est instable si z L lt 0 neutre si z L 0 stable si 0 lt z L lt 1 et tr s V 36 stable si 1 lt z L Les relations V 28 V 30 et V 31 entre les flux et les profils moyens d pendent maintenant de la stratification de l air a nu z L V 37 re LS V 38 x ki gt A 1 z L V 39 ou bm bu et r sont des fonctions de z L sans dimension En atmosph re stable l exp rience montre que des relations log lin aires peuvent s appliquer Webb 1970 Dyer 1974 Qu x DL 1 5 z L V 40 Les coefficients d changes turbulents s crivent alors k H 5 V 41 In z zor 5 z L In z zo 5z L 174 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE k u Dine l u V 42 In z z04 5z L In z zo 5z L
340. long de l ann e Les effets des nuages sur les distributions spectrales et angulaires du rayonnement incident tendent se cumuler pour augmenter l alb do de la surface du glacier Une telle conjonction rendant les effets spectraux et angulaires des nuages difficiles distinguer est aussi observ e aux latitudes moyennes lorsque les mesures sont effectu es en milieu de journ e ex Conway 1996 Au cours de l ann e 1998 99 la SMA2 a enregistr 241 maxima journaliers de la radiation globale sup rieurs au maximum d ensoleillement potentiel figure V 21 La mesure la plus lev e de l ann e tait de 2066 W m soit 1 5 fois la constante solaire Le 142 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE maximum est mesur aux alentours du midi solaire entre 11 h et 14h pour 75 des journ es figure V 22 Ainsi environ deux jours sur trois les mesures en milieu de journ e d passent au moins une fois par jour l ensoleillement th orique maximum atteignant fr quemment des valeurs tr s lev es proches de 2000 W m Ces valeurs tr s fortes d clairement solaire peuvent refl ter des erreurs sur l enregistrement du maximum qui peut reposer sur une seule mesure N anmoins chaque ann e les deux stations SMAI et SMA2 enregistrent une fr quence similaire de d passement de la constante solaire par la radiation globale qui ne peut donc pas tre caus e uniquement par des erreurs de mesure Par contre les maxi
341. ls Les flux turbulents peuvent tre calcul s par int gration des profils entre la surface et une hauteur z c est la bulk m thode M p Da u V 25 H p C Du Te To V 26 L P Ls DL qz qo V 27 Les conditions en surface de neige ou de glace en fusion sont bien d finies To 0 C uo 0 m s et qo est l humidit sp cifique de lair la pression de vapeur saturante eo 6 11 hPa Lorsque la surface n est pas en conditions de fusion la temp rature de surface doit tre mesur e On consid re que l air au contact de la glace est toujours satur et que la pression de vapeur en surface est la pression de vapeur saturante a la temp rature de la surface ex Marks et al 1992 Dans la suite les calculs sont d taill s selon la bulk m thode mais ils seraient les m mes pour la m thode des profils entre deux niveaux z et 22 V 3 3 b 2 Les profils logarithmiques Il a t v rifi exp rimentalement que dans la sous couche dynamique et dans toute la couche de surface en atmosph re neutre les profils moyens de la vitesse du vent de la temp rature et de l humidit sp cifique de l air sont des fonctions logarithmiques de la hauteur z Le gradient moyen du vent est d termin par la contrainte de cisaillement en surface To kg m s et par la hauteur z m Ces variables sont combin es en une quantit k sans dimension k En V 28 z du dz sous r x 1 2 avec u la vitesse d
342. ltitude de la limite pluie neige ne varie pas au cours de l ann e En distinguant les tropiques humides internes Equateur Afrique de l est Nouvelle Guin e des r gions subtropicales s ches nord Chili Kaser calcule un gradient de bilan plus lev faible sur les glaciers des tropiques internes des r gions subtropicales que sur les glaciers des moyennes latitudes Le gradient de bilan des glaciers des tropiques externes ex Cordill re Blanche p ruvienne et Cordill re Royale bolivienne est similaire celui des glaciers des tropiques internes en saison des pluies et similaire celui des r gions subtropicales en saison s che Le fort gradient de bilan des glaciers tropicaux humides serait li un apport constant de chaleur sensible au cours de l ann e et l altitude constante de la limite pluie neige 32 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES L analyse des mesures d ablation des glaciers Uruashraju et Yanamarey en Cordill re Blanche tropiques externes permet Kaser et al 1990 d avancer deux explications d une ablation trois fois plus forte en saison des pluies qu en saison s che lors des nuits sans nuage de saison s che le bilan radiatif de grande longueur d onde est fortement d ficitaire et la temp rature de surface est basse jusqu en matin e la sublimation de la glace est forte en saison s che consommant beaucoup d nergie et peu de masse Kaser propose
343. m s Sans dimension Sans dimension INTRODUCTION I INTRODUCTION Des glaciers tropicaux existent dans trois r gions du monde essentiellement dans les Andes sud am ricaines plus de 99 des 2500km de l ensemble des glaciers tropicaux mais aussi en Nouvelle Guin e et en Afrique de Est figure I 1 Le climat des tropiques internes est constamment humide 8 5 des glaciers en Equateur Venezuela et Colombie 0 5 en Afrique de l est et en Nouvelle Guin e alors que le climat des tropiques externes est caract ris par une saisonnalit marqu e des pr cipitations avec une unique saison des pluies en t et une saison s che prononc e en hiver 71 des glaciers au P rou 20 en Bolivie Schwerdtfeger 1976 Les glaciers tropicaux ont t peu tudi s malgr des int r ts appliqu s de ressource en eau et de risque glaciaire et un int r t scientifique en tant qu indicateurs climatiques Ils jouent un r le r gulateur des cours d eau en soutenant le d bit d tiage les quatre six mois que dure la saison s che L alimentation en eau et en hydro lectricit des capitales Lima La Paz et Quito d pend en grande partie des eaux glaciaires Francou et al 1997 La r gion andine pr sente des risques sismiques et ou volcaniques et les vidanges des lacs morainiques associ s au retrait s culaire des glaciers tropicaux peuvent provoquer de graves catastrophes naturelles Lliboutry et al
344. ma d clairement solaire enregistr s en d but de matin e ou en fin d apr s midi sont sans doute caus s par des erreurs de mesure environ 20 des jours de l ann e figure V 22 E 2000 E 1600 a 1200 g S 800 n ea 5 400 eo 8 0 SO 80 L OL OL LL 6L cL cO LO 0 6 Y0 87 90 10 LOILL 80 97 Figure V 21 valeurs maximales journali res de l clairement solaire au cours de l ann e 1998 99 Les points repr sentent les maximaux mesur s par la SMA2 pas de temps de 20 s La courbe repr sente la radiation solaire potentielle au midi solaire calcul e selon Paltridge et Platt 1976 p 53 Le renforcement de la radiation solaire est d la diffusion multiple entre la surface de neige tr s r fl chissante et la base des nuages Il a t observ dans les Andes p ruviennes Hastenrath 1978 au Groenland Bintanja et Van den Broecke 1996 et dans l Arctique Vowinckel et Orvig 1962 Wendler et al 1981 Rouse 1987 Obled et Harder 1979 calculent par des consid rations g om triques que les r flexions multiples entre les nuages et la surface de neige entrainent une augmentation de 50 de l clairement solaire diffus De plus les r flexions multiples entre la surface et les nuages entrainent un enrichissement du rayonnement solaire en radiation visible qui provoque 143 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGI
345. mal E I A note on dew deposition on pyrradiometers Solar Energy 13 421 423 1972 Munro D S Surface roughness and bulk heat transfer on a glacier comparison with eddy correlation Journal of Glaciology 35 121 343 348 1989 Munro D S A surface energy exchange model of glacier melt and net mass balance International Journal of Climatology 11 689 700 1991 Miller F et C M Keeler Errors in short term ablation measurements on melting ice surfaces Journal of Glaciology 8 52 91 105 1969 Miller H Review paper On the radiation budget in the Alps Journal of Climatology 5 445 462 1985 Nakawo M et N Hayakawa Snow and ice science in hydrology 1 ed 135 pp IHAS Nagowa 1998 Neuilly M et CETAMA Mod lisation et estimation des erreurs de mesure 2nd ed 692 pp Lavoisier Paris 1998 Nordenskjold A E Cryoconite found 1870 July 19th 25th on the inland ice east of Auleitsivik Fjord Disco Bay Greenland Geol Mag Decade 2 2 157 162 1875 O Neill A D J et D M Gray Solar radiation penetration through snow JAHS 1 227 249 1973 Obled C et B Rosse Mod les math matiques de la fusion nivale en un point Cahiers de l ORSTOM s rie hydrologique XII 4 235 252 1975 Obled C et B Rosse Mathematical models of a melting snowpack at an index plot Journal of Hydrology 32 139 163 1977 Obled C et H Harder A review of snow melt in the mountain envi
346. ments de convection turbulente Les fr quentes conditions de divergence de chaleur sensible proximit du sol pr s de 50 des profils diurnes de saison s che r duisent fortement la couche de surface parfois quelques centim tres La m thode des profils est inapplicable m me partir de 187 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE la surface bulk m thode Confront un probl me similaire de la Casini re 1974 calcule les flux au dessus de la couche chaude vers 50 cm Seule une analyse des sources d nergie l origine des anomalies thermiques permettrait de relier les flux en surface avec les flux dans et au dessus de la couche chaude V 3 4 b 3 Variations selon altitude La temp rature de lair d croit avec l altitude Au dessus du glacier les mesures 5150 et 5550 m font appara tre un gradient variant peu au cours de l ann e de l ordre de 0 6 C par 100 m Berthier et al 2001b proche des observations dans les Alpes ex Obled et Harder 1979 La pr sence du glacier tend att nuer le gradient thermique en raison de l humidit de lair et de la limite 0 C de la temp rature de surface La d croissance de la temp rature de l air est donc de l ordre de 1 8 C entre le bas et le haut de la zone d ablation Une plus grande pr cision peut tre obtenue en consid rant des gradients diff rents selon le couvert nuageux ou selon le jour ou la nuit ex Cline
347. mesure la surface du glacier Griesgletscher en Suisse causent une incertitude sur le bilan l g rement plus faible de l ordre de 6 cm d eau an Hock et Jensen 1999 tudient la sensibilit du bilan aux param tres du krigeage variogramme et effet de p pite utilis s pour int grer les mesures la surface du glacier Storglaci ren en Su de Comme r sultat le profil de bilan selon l altitude varie fortement entra nant une variation du bilan de masse du glacier de l ordre de 10 cm d eau par an Sur le glacier du Zongo les balises sont peu nombreuses une quinzaine et regroup es sur le plateau entre 4900 et 5100 m d altitude ce qui limite l int r t de tester diff rentes m thodes d int gration des mesures J ai seulement test la m thode d interpolation des mesures du bilan dans la zone de s racs entre 5200 et 5400 m d altitude figure II 7 En moyenne sur 6 ann es 1993 1999 l interpolation selon une polynomiale du troisi me degr au lieu d une interpolation linaire entra ne la r duction du bilan total de 15 cm d eau par an et une augmentation de l altitude de la ligne d quilibre de 80 m IV 3 4 Discussion Les fortes erreurs de mesure des balises tendent se compenser La principale source de biais en zone d ablation est l absence de mesures dans les zones de s racs ou de crevasses entra nant une sous estimation de la fusion de l ordre de 10 20cm d qu
348. minance atmosph rique am ne une d pendance de RIV selon la pente et l exposition de la surface Olyphant 1986a Duguay 1993 chapitre V 2 1 Pliiss et Ohmura 1996 montrent que l hypoth se d isotropie entra ne une erreur maximale sur RN de 6 W m ind pendamment du facteur de vue du ciel L effet de l anisotropie de la radiation incidente est donc faible inf rieur l incertitude sur la mesure Les facteurs de variations spatiales du flux de grande longueur d onde incident sont i les profils de temp rature et d humidit dans l atmosph re ii la quantit et les propri t s des nuages iii le facteur de vue du ciel et la nature des pentes environnantes roche ou glacier 157 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE La d croissance de la temp rature avec l altitude entra ne une d croissance du flux incident RW d environ 1 par 100 m de d nivel facteur i ex Kuhn 1979 Dans la zone d ablation du glacier du Zongo d environ 300 m de d nivel la d croissance de RW avec l altitude est faible de l ordre de grandeur de l erreur sur la mesure mais doit tre prise en compte afin de ne pas introduire un biais Sur le glacier autrichien Pasterze Greuell et al 1997 estiment que plus de la moiti des variations de l clairement atmosph rique entre 2310 et 3225 m d altitude est caus e par des diff rences de profil de temp rature facteur 1 Ces diff rences sont attrib
349. misation de l exc s en temp rature Alors que les effets de perte de chaleur de la surface du capteur peuvent tre isol s assez facilement pour les pyranom tres et les pyrg om tres ce point est plus probl matique pour les bilanm tres Pour ces derniers il est difficile de distinguer la radiation de courte longueur d onde directement mesurable des erreurs cr es indirectement par cette radiation qui chauffe le capteur et le d me 87 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Au Groenland Konzelmann et Ohmura 1995 observent une sous estimation du signal d un bilanm tre Funk un des premiers types de bilanm tres Funk 1959 attribu e aux pertes de chaleur par convection du capteur vers le d me de poly thyl ne Les quatre composantes de la radiation mesur es s par ment sont consid r es comme la r f rence laquelle est compar e la mesure du bilanm tre En premi re approximation l cart entre les deux mesures de la radiation nette est une fonction de la radiation globale ce qui permet une correction du signal du bilanm tre Funk N anmoins la dispersion des diff rences entre la r f rence et la mesure du bilanm tre Funk autour de la courbe d ajustement selon la radiation globale est importante environ 20 W m figure 2 de Konzelmann et Ohmura 1995 En Antarctique Bintanja et Van Den Broeke 1995 observent aussi une sous estimation de la mesure de la radiation nette de 10 2
350. mm e pour effacer le stock de froid r duit le d bit de fonte figure VI 47 A partir de juin les nuits sont le plus souvent sans nuages et la temp rature de la surface diminue fortement atteignant des valeurs inf rieures 10 C figure V 25 L nergie n cessaire effacer le stock de froid nocturne devient importante de l ordre de grandeur de l apport d nergie en journ e entra nant une fusion nulle figure VI 47 0 5 0 4 0 3 ia so M M Du tu PO 0 it ANY il Al Li ak ELPETI TITEI sssseseses sc ESsS8S8S8SSSE NNO ASAAN NANA SEE ESS E TNO TN OTN OTN OTN OTN OY Figure VI 47 comparaison entre les d bits de fonte mesur s courbe bleue simul s sans stock de froid simulation de r f rence courbe rouge et simul s avec le stock de froid courbe noire du 12 f vrier au 31 juillet 2000 sim2 En r alit la fusion suivie du ruissellement n est jamais nulle comme le montre la disparition de la neige 5050 m au cours du mois de juillet figure VI 39 Le d bit de saison s che ne provient pas uniquement de la d charge de r servoirs au sein du glacier mais provient aussi de la fusion qui est sous estim e par la simulation du stock de froid Le stock de froid nocturne n est pas forc ment effac dans la journ e expliquant l erreur de simulation ex Escher Vetter 1985 Van de Wal et Russell 1994 La faible conductivit therm
351. montre l heure et l axe des ordonn es montre le jour Le pas d chelle des contours de RI couleurs est arbitraire En moyennes journali res les variations du bilan RI sont contr l es par le flux incident RW figure V 25 Or le flux incident RN est maximum les journ es de saison des pluies et minimum les nuits de saison s che alors que les plus forts contrastes du bilan de grande longueur d onde RI plus de 100 W m sont observ s entre les journ es de saison des pluies et les journ es de saison s che 156 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Sur l ann e on observe une relation lin aire entre les deux flux de grande longueur d onde incident et mis par la surface RIT 241 0 25 RW r 0 73 sans tenir compte des valeurs de RIT forc es 312 W m figure V 29 La forte relation entre RIV et RIT provient du contr le des nuages RIV sur le bilan d nergie dont la temp rature de la surface RIT int gre tous les flux 320 310 SANS en KA ba a T NE Al Ta o E x COR te 300 SMe te ue AE 5 290 Ss YX wee 280 agitate 270 120 160 200 240 280 320 360 Rl atm W m Figure V 29 relation entre les flux radiatifs telluriques incidents en abscisses et mis par la surface axe des ordonn es moyennes journali res 5050 m au cours de l ann e 1999 2000 V 2 5 c 2 Variations la surface du glacier Par ciel clair l anisotropie de la lu
352. mosph re avec comme principale pr occupation les effets sur la v g tation PROBLEMATIQUE A travers ses nombreuses r ditions ex Geiger 1966 cet ouvrage reste une r f rence tr s souvent cit e Oke 1987 fait une pr sentation tr s claire des interactions dans les basses couches de l atmosph re incluant les modifications anthropiques Poggi 1977 qui tait un sp cialiste des mesures au dessus de la neige Stull 1988 et Garratt 1992 s int ressent aux transferts turbulents et la dynamique de la basse atmosph re Brutsaert 1982 fait une excellente revue historique des th ories de l vaporation allant de l antiquit grecque aux fondements des th ories actuelles XIX si cle Barry 1992 pr sente une tude des changes d nergie appliqu e au milieu de la montagne Garstang et Fitzjarrald 1999 en pr sentent une application au milieu tropical Peu d ouvrages traitent des changes d nergie entre l atmosph re et la glace ex U S Army Corps of Engineers 1956 Kuz min 1961 Lliboutry 1964 Paterson 1994 Hock 1998 pr sente une revue historique compl te des tudes en milieu glaciaire La neige et la glace ont pour caract ristiques la temp rature est fix e z ro en conditions de fusion la radiation solaire p n tre dans la glace et dans la neige l alb do dans le spectre solaire est g n ralement lev et peut varier beaucoup l missivi
353. mospheric circulation on the continental scale Comparing the snow depths measured by an ultrasonic depth gauge with the water depths measured by a rain gauge give an estimation of the density of fresh snow of about 250 50 kg m in the wet season Precipitation occurs with high air temperatures more than 3 C and the snow is in a melting condition as soon as it falls The high density of the fresh snow and the moderate wind speeds prevent snow drifting conditions leading to a lower spatial variability of snow accumulation than on glaciers of higher latitudes Acknowledgements This glaciological program is supported by L Institut de Recherche pour le D veloppement IRD ex ORSTOM We are grateful for the assistance received from IHH Instituto de Hidraulica e Hidrologia UMSA Universidad Mayor de San 59 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE Andr s and COBEE Compania Boliviana de Energia Electrica in La Paz The field work done by Franz Quispe and Rolando Fuertes was highly appreciated IV 2 2 R partition des pr cipitations dans le bassin versant Ce paragraphe examine la variabilit spatiale des pr cipitations dans le bassin versant du glacier G n ralement la pr cipitation totale sous forme de pluie ou de neige cro t avec l altitude en raison du refroidissement de l air qui provoque une condensation accrue de l humidit atmosph rique effet orographique Or dans un syst me nuageux convectif simple avec
354. most reliable method for determining the daily albedo is to observe the measurements around solar noon Corrected albedo diurnal variations were low and symmetrical centered on a minimum at noon During the dry season the Southern Hemisphere winter the diurnal fluctuations of the snow albedo on the Zongo Glacier seem to be controlled by the incidence angle cycle of solar radiation 122 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 1 Introduction The interpretation of diurnal snow albedo fluctuations is a controversial subject Confusion often stems from observation errors In this study we present a method for treating errors related to the horizontal mounting of the radiation sensors while the snow surface is inclined Most authors have reported a decrease in snow reflectivity as the height of the Sun increases e g Hubley 1954 Liljequist 1956 Dirmhirn and Eaton 1975 Ohmura 1981 Yamanouchi 1983 McGuffie and Henderson Sellers 1985 Wendler and Kelley 1988 Cutler and Munro 1996 Carroll and Fitch 1981 only observed this decrease for low Sun angles On the contrary Kondrat yev et al 1964 reported a maximum albedo around the solar noon There are many factors that act on the diurnal albedo fluctuations under clear sky Warren 1982 The snow albedo depends on the angular and spectral distributions of the direct beam and diffuse components of the global radiation Snow reflectivity is nearly linear in the cosine of the zenith
355. moyenne des jours de ciel clair de l ann e 1998 99 les valeurs de la radiation globale sur et hors du glacier sont tr s proches de l ordre de 240 W m soit 21 MJ m Les rapports annuels du programme GREAT ICE ont montr que par ciel clair la radiation globale journali re est sup rieure d environ 2 MJ m 5150 m SMA2 qu 5550 SMA3 Wagnon et al 1995 Berton et al 1997 Sicart et al 1998 Berthier et al 2001a Cet cart faible est sans doute d aux diff rences d talonnage des capteurs et la plus grande extension des pentes de neige autour de SMA3 Les diff rences d clairement solaire entre 4750 m 5150 m et 5550 m sont faibles proches des incertitudes sur la mesure Ainsi que l observent Greuell et al 1997 sur le glacier autrichien Pasterze les diff rences sont principalement dues l alb do et au relief autour des sites de mesure 117 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE heure locale apr s midi 17 00 16 00 15 00 14 00 13 00 Melua T apr s midi E 800 F 600 2 _ 400 4 2 matin e gt 200 EA EN ie 8 00 9 00 10 00 11 00 12 00 heure locale matin Figure V 14 moyennes des valeurs demi horaires de la radiation solaire globale 5150 m SMA2 sur la saison s che 1998 99 juin ao t Les donn es de l apr s midi sont interrompues 15h30 cause de l ombre de la paroi en rive droite Par c
356. moyenne sur 6 ans a entra n un faible alb do du glacier alors que la radiation solaire potentielle tait maximale en t causant une tr s forte fusion Wagnon et al 2001 reproduit en annexe en raison de ma contribution en tant que coauteur Selon Klein et al 1999 et Lenters et Cook 1999 les pr cipitations sur la Bolivie sont li es l oscillation sud Pacifique par des t l connections entre la zone de convergence sud Pacifique qui se d place vers l est en situation El Ni o et la zone de convergence sud Atlantique Anders Angstr m a introduit en 1935 le terme t l connection pour traduire des liens entre des anomalies climatiques grande distance les unes des autres Les t l connections se traduisent par des corr lations 21 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES statistiquement significatives entre les anomalies concern es mais il faut en plus pouvoir identifier un m canisme explicatif En situation El Ni o la zone de convection du Pacifique se d place vers l est l est de cette zone les vents d est se renforcent et par continuit les aliz s de l Atlantique attir s par la proximit inhabituelle de cette zone de convergence Ce renforcement active la circulation est ouest de la cellule Atlantique de Walker et sa branche descendante sur l ouest de l oc an Atlantique affectant la zone de convergence sud Atlantique Voituriez et Jacques 1999
357. mp rature mouill e A est le coefficient psychrom trique C 178 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Le coefficient psychrom trique varie avec la vitesse de ventilation avec la temp rature et l humidit de Pair et avec la forme du psychrom tre Guyot 1997 p 51 La ventilation artificielle permet de r duire les variations du coefficient psychrom trique La formule de Regnault peut tre tablie sur une base th orique en consid rant qu une masse d air passant au voisinage de la m che humide est la fois refroidie de T Tm et satur e en vapeur d eau Le refroidissement de la masse d air est alors gal la quantit de chaleur n cessaire l vaporation de la m che humide pour saturer cette masse d air On obtient ainsi la valeur th orique du coefficient psychom trique A 66 10 C En fait si on op re une ventilation suffisante on constate que la valeur empirique de A est tr s voisine de cette valeur th orique bien qu un peu sup rieure Queney 1974 p 132 Le Vaisala HPM45C est prot g de la radiation solaire par un abri mais n est pas ventil La mesure de l hygrom tre est bas e sur la variation de la capacit d un condensateur selon l humidit de l air Ce capteur a l avantage d tre peu affect par la temp rature qui est mesur e ind pendamment par une thermistance Les Vaisalas sont fr quemment utilis s dans les tudes de microm t orologie au des
358. mpris l advection Or cette hypoth se n est pas v rifi e en g n ral ce qui incite de nombreux auteurs 221 MODELISATION DE LA FUSION introduire une variation du facteur de fonte ex Kuusisto 1980 Tangborn 1984 Braun et al 1993 Obled et Rosse 1975 prennent en compte la pluie ce qui permet de repr senter la chaleur apport par les pr cipitations mais aussi et surtout d autres apports comme la condensation ou le rayonnement infrarouge des nuages Hock 1999 pond re le facteur de fonte de chaque l ment de surface du glacier Storglaci ren en Su de par un indice de la radiation solaire directe potentielle fonction de la pente et de l orientation locales L augmentation du nombre de variables et le remplacement des coefficients de corr lation partielle par des termes d riv s de l quation de conservation de l nergie am nent graduellement aux mod les orient s vers les processus dits mod les de bilan d nergie Kuhn 1993 222 MODELISATION DE LA FUSION VI 3 Simulation des flux d nergie et du d bit de fonte VI 3 1 Introduction La simulation du d bit de fonte par un mod le de bilan d nergie distribu permet de relier la variabilit des flux tudi e en partie V celle de la fusion totale Les premi res tudes de la variabilit spatiale des flux d nergie sur la neige avaient pour objectif de quantifier la production d eau de fonte des bassins versants d
359. muth direction of the surface below the instruments can change in the course of the day because different parts 124 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE of the terrain are illuminated by the sun depending on the incidence of direct radiation and because the radiances of the reflected radiation are weighted by the sensor with respect to the cosine law The method proposed here can take into account the changes in the contributions of the surface elements to the total correction of the slope effect The method was applied to two sites of the Zongo Glacier in Bolivia Francou et al 1995 Comparing the corrections applied to two different topographies provides an evaluation of the method On tropical glaciers the net shortwave radiation is the main source of energy at the glacier surface and its variations are controlled by the albedo Wagnon et al 2001 A correction of the slope effect was a necessary step toward the study of the climatic parameters controlling the surface albedo of tropical glaciers 2 Location Measurements and Methodology 2 1 Location The Zongo Glacier is located in the Huayna Potosi Massif 16 15 S 68 10 W Cordillera Real Bolivia on the western margin of the Amazon Basin approximately 30 km north of La Paz This valley type glacier is 3 km long and has a surface area of 2 1 km Figure 1 The upper reaches are exposed to the south whereas the lower section surrounded by two steep lateral mora
360. n vi Zo Z0q ZOT Notations Nombre de jours depuis la derni re pr cipitation solide Pression atmosph rique Humidit sp cifique de l air Humidit sp cifique de l air en surface Coefficient de corr lation entre les variables x et y Temps Vitesse horizontale du vent Vitesse de friction Vitesse horizontale du vent en surface Vitesse verticale du vent Hauteur au dessus de la surface Profondeur de la couche de surface o s effectuent les transferts d nergie Param tre de rugosit de la quantit de mouvement Param tre de rugosit de l humidit Param tre de rugosit de la temp rature Alb do Facteur d mission Facteur d mission de l atmosph re Facteur d mission de l atmosph re non nuageux Facteur d mission des parois Facteur d mission de la surface du glacier Angle d azimut solaire Longueur d onde Temp rature potentielle de lair Angle z nithal solaire Masse volumique de l air Masse volumique de la glace Masse volumique de la neige Constante de Stefan Boltzmann 5 67 10 W m K contrainte de cisaillement en surface Facteur de transmission Facteur d absorption vil 24 heures hPa ou mb gkg gkg Sans unit s m s ms 1 ms 1 ms m m m m m Sans dimension Sans dimension Sans dimension Sans dimension Sans dimension Sans dimension Radians um C ou K Radians kg m kg m kg m W m Kt kg
361. n hydrologique sans augmentation de Pan est toujours nettement inf rieur au bilan glaciologique Le d ficit du bilan hydrologique est sup rieur aux incertitudes sur b bp lt bn 400 mm d eau d autant plus que le bilan glaciologique est sous estim cause de l absence de mesures dans les zones de s racs ou de crevasses chapitre IV 3 La fusion d un petit glacier 0 2 km en rive droite du bassin entre 5500 et 5300 m d altitude sous le pic Milluni peut contribuer aux diff rences entre bn et bn le glacier Milluni n est pas repr sent sur la figure HI 1 N anmoins cette contribution reste faible en consid rant que le bilan de masse du glacier Milluni est de 1 m d quivalent en eau par an le bilan hydrologique du glacier du Zongo n est augment que de 5 10 cm d eau par an Les diff rences entre les bilans ne sont pas dues a la sublimation qui doit entrainer un bilan hydrologique sup rieur au bilan glaciologique Aucune relation n apparait entre les diff rences bh bn et le d bit figure IV 4 a Par contre les trois ann es de plus fortes pr cipitations sont associ es un fort d ficit de bp figure IV 4 b Le d ficit du bilan hydrologique par rapport au bilan glaciologique semble donc li aux pr cipitations m me si ce r sultat demanderait a tre confirmer par davantage de mesures Les incertitudes sur le coefficient d coulement peuvent contribuer aux
362. n mesur e par la bo te fusion 5150 m au cours de 22 journ es comprises entre le 23 ao t 1996 et le 14 avril 1998 7 jours de mars 4 jours d avril 7 jours d ao t et 4 jours de novembre 160 4 _ a r 0 86 5 _ b r 0 57 120 2 E T a i a E 80 ES os a I a z q e 40 e 2 e o 7 of ee i e 0 r P 4 nt e 40 mi yea al 6 oe eae 0 10 20 30 0 10 20 30 fusion mm d eau par jour fusion mm d eau par jour Figure VI 1 radiation nette a et temp rature b 5150 m selon la fusion mesur e par la bo te fusion 22 mesures journali res r note le coefficient de corr lation La figure VI 1 a confirme que la radiation contr le les variations de la fusion Seulement un tiers des carts entre la temp rature et la fusion peut tre interpr t par une r gression lin aire figure VI 1 b Le r sultat est similaire pour la temp rature basse 5150 m non montr En fait les droites de r gression sont tir es par 4 journ es de 212 MODELISATION DE LA FUSION forte fusion qui entrainent une surestimation du coefficient de corr lation figure VI 1 a et b Apr s l limination des journ es de fusion sup rieure 15 mm d eau par jour r R fusion diminue a 0 56 et r T fusion diminue 0 44 Ce qui tend montrer que les mauvaises corr lations de la temp rature avec les flux d nergie ne sont pas seul
363. n V 13 Dans le mod le de Hock 1998 RIV peut tre obtenu la station climatique partir des mesures des flux radiatifs solaires Rc et de la radiation nette R et de la temp rature de surface qui est soit celle calcul e au pas pr c dent soit fix e 0 C En raison des fortes erreurs sur la mesure directe de la radiation nette chapitre V 2 3 cette m thode n a pas t utilis e sur le glacier du Zongo Une autre option permet de calculer RN selon une quation du type VI 26 avec comme variables d entr e la temp rature l humidit et le couvert nuageux La prise en compte du facteur de vue du ciel de chaque maille permet l extrapolation spatiale de RI Disposant sur le glacier de la mesure de chacun des flux RW et RIT 5050 m Regina Hock et moi avons modifi son mod le pour que la mesure de RIV puisse tre utilis e en donn e d entr e consid r e uniforme sur le glacier Cette option implique que la mesure de RIT i e la temp rature de la surface soit une donn e d entr e du mod le uniforme sur le glacier VI3 6 La radiation nette par ciel nuageux Ce paragraphe examine la modification du bilan radiatif en surface du glacier caus e par les nuages fr quents en saison des pluies lorsque la fusion est maximale Deux effets s opposent lors des passages nuageux l clairement solaire est r duit alors que l mission atmosph rique thermique augmente Sur une surface de neige r fl chi
364. n des calculs d alb do avec les mesures n cessite de simuler l ensemble des flux d nergie et est pr sent e dans le chapitre VI 3 8 VI 3 5 Simulation des flux radiatifs de grande longueur d onde VI 3 5 a La radiation de grande longueur d onde incidente VI 3 5 a 1 Introduction La radiation de grandeur longueur d onde est une mesure plus difficile que la radiation solaire car les instruments mettent dans les m mes longueurs d onde des radiations d intensit s similaires la radiation mesur e paragraphe V 2 5 b D s le d but du vingti me si cle l clairement atmosph rique a t calcul comme l mission d un corps gris la temp rature de l air proche du sol RW T e n t Eac T e F n o Ti VI 17 O o est la constante de Stefan Boltzman est le facteur effectif d mission de l atmosph re qui d pend de la temp rature T et ou de l humidit e et de la fraction du ciel couverte par les nuages n bulosit n est le facteur d mission de l atmosph re produit de l mission de l atmosph re non nuageuse par la contribution des nuages F n gt 1 244 MODELISATION DE LA FUSION Le succ s des param trisations de la forme VI 17 est d au fait que l clairement atmosph rique provient essentiellement de l mission des premi res centaines de metres de l atmosph re chapitre V 2 1 Le coefficient de variation du terme
365. n est li e l erreur de surestimation de l alb do de la neige 288 MODELISATION DE LA FUSION i E E Lo r av 20 g a 4 z 30 2 0 D 5 5 12 02 03 03 23 03 12 04 02 05 22 05 11 06 01 07 21 07 figure VI 43 moyenne sur toutes les mailles du glacier du Zongo de l nergie apport e par la pluie ou le gr sil P simulation de r f rence axe Y de gauche et chutes de neige mesur es par la sonde ultrasons 5150 m axe Y de droite Valeurs horaires du 12 f vrier au 31 juillet 2000 sim2 Le mod le semble simuler correctement les variations saisonni res de l altitude minimale des chutes de neige Ces variations participent la saisonnalit du d bit de fonte sans qu il soit possible d en quantifier les effets avec pr cision par manque d observations La nature des pr cipitations d pend essentiellement de la temp rature et de l humidit dans les nuages pr cipitants et il reste v rifier que la temp rature de l air proximit du sol soit un bon indice de la nature des pr cipitations sur le glacier du Zongo La temp rature au sol n est certainement pas reli e de la m me fa on la temp rature des nuages bas convectifs de saison des pluies t qu la temp rature des nuages de haute altitude associ s aux perturbations extratropicales d hiver chapitre IIL 3 e Causes de la diminution du d bit en saison s che Le 2 juin une
366. n et al 1991 251 MODELISATION DE LA FUSION VI 3 5 a 3 Ciel nuageux e Calage de la param trisation L augmentation par les nuages du facteur d mission de l atmosph re est g n ralement calcul e sous la forme F n 1 an VI 20 O n est la fraction du ciel couverte par les nuages exprim e en dixi me n bulosit et a et b sont des constantes empiriques respectivement de l ordre de 0 2 et compris en 1 et 2 La constante a repr sente la d croissance de la temp rature d mission des nuages avec l altitude et d pend du type de nuage La n bulosit ne peut tre que not e par un observateur lors de visites sur le terrain A d faut d observations directes le couvert nuageux est g n ralement reli l att nuation de la radiation solaire Par exemple Konzelmann et al 1994 obtiennent par ajustement statistique des mesures sur la calotte groenlandaise Truage l an VL21 O Tnuage Est le coefficient de transmission des nuages pour la radiation solaire et a est un param tre empirique fix 0 78 La puissance carr e de n entra ne une faible d pendance de Truage Selon n lorsque n est faible Cette tendance peut tre justifi e par le fait que g n ralement les faibles n bulosit s sont caus es par des nuages att nuant peu la radiation solaire de faible paisseur optique Konzelman et Van Den Broeke 1996 La figure VI 20 montre l att nuation atmosph rique de la rad
367. n raison du vent faible chapitre V 3 4 et tendent se compenser H est g n ralement positif alors que L est n gatif sublimation non montr s Quel que soit le site les intensit s de chacun des flux turbulents ne d passent pas 20 W m en puissance horaire ce qui est l ordre de grandeur de la pr cision sur la mesure Ainsi au vu des fortes incertitudes chapitre V 3 les flux turbulents ne sont pas significativement diff rents de z ro en saison des pluies Les pr cipitations liquides simul es dans la partie basse du glacier sont rares et n apportent qu une quantit n gligeable d nergie la moyenne de la temp rature de lair 5050 m est de 0 6 C sur la p riode sim1 273 MODELISATION DE LA FUSION Le bilan d nergie est domin par les flux radiatifs et la principale source d nergie de fusion est la radiation solaire Au cours du mois de d cembre 1999 l alb do du glacier est faible car entre 20 et 30 du glacier est d couvert de neige Rc est maximum atteignant 500 W m en puissance horaire figures VI 28 b et VI 31 Le maximum d clairement solaire au solstice d t Rextra est de l ordre de 450 W m en valeur journali re tableau V 2 les nuages encore rares et le faible alb do de la surface figure VI 28 d causent les plus forts d bits de l ann e figure VI 28 a En moyenne sur tout le glacier le faible couvert nuageux entraine un bilan Rl g n ralement n gatif
368. nce de la tectonique sur la mesure du niveau marin Un grand merci Regine Hock pour avoir risqu dans la bonne humeur son mod le sur les tr s hautes altitudes des montagnes boliviennes J ai pu appr cier sa passion scientifique et sa grande ouverture d esprit Merci aux membres de l Instituto de Hidraulica e Hidrologia pour leur accueil merci Javier pour avoir sorti de ses tiroirs un mod le num rique du glacier Sans oublier Rolando Fuerte dont les responsabilit s toujours plus nombreuses en font un pilier des tudes glaciologiques en Bolivie Un grand merci ma famille qui m a fait confiance soutenu et encourag tout au long de ces ann es d tude Enfin un grand merci Silvia pour sa patience et sa bonne humeur Mention tr s honorable et toutes mes f licitations pour m avoir support ce qui fut sans aucun doute la t che la plus difficile de cette th se Table des mati res R sum s ss assessment entend Gee slice tes dent ete te eea ieia aie i Abstract ccuwiea cues seeds cele ves este dede nee en ur nd at COGS Nec biais iii Notati nS sseccsscsccsresrsscscsrse tercer see sisie ceecsesaceuseueedes SEEST ESTES seseeeseees v I INTRODUCTION ssecccemsecosssssresstressecesiessssuso tesco onia one TENSO 1 II PROBLEMA TIOQUE occcecsiccecsdasecceas cus bose icede od boda AA VEON TENIAN see scene 5 IT CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES 13 THEA Introduction sister sites disbenessss
369. nce du vent de la temp rature et de l humidit sur les mesures ultrasoniques permet de quantifier les chutes de neige au pas de temps de trois heures avec une sensibilit de 1 cm de neige La densit de la neige fraiche est estim e par comparaison avec les mesures d un pluviom tre en tenant compte du biais sur ses mesures L ann e est marqu e par une saison s che de mai ao t et une saison des pluies de d cembre avril au cours de laquelle accumulation et fusion coincident sur le glacier Les chutes de neige sont associ es un vent de vall e de vitesse mod r e inf rieure 4 m s Les masses d air humides proviennent du bassin amazonien et produisent des pr cipitations par effet orographique en milieu de journ e dans les vall es andines puis en milieu d apr s midi en haute montagne En saison des pluies des changements de la circulation atmosph rique a l chelle continentale induisent l alternance sur 5 a 10 jours de conditions s ches et humides ces derni res produisant des pr cipitations nocturnes importantes La masse volumique de la neige fra che est forte de l ordre de 250 kg m cause de la temp rature de l air lev e lors des chutes de neige sup rieure 3 C La neige au sol n est pas d plac e par le vent en raison de sa densit lev e et du vent mod r ce qui entra ne une r partition assez uniforme de l accumulation la surface des glaciers tropicaux La mesure
370. nce peuvent provenir i des erreurs de simulation de RIV qui sont surtout li es au couvert nuageux paragraphe VI 3 5 En particulier le cycle nycth m ral de la n bulosit n est pas consid r dans le calcul de RI ii de la variabilit spatiale de Rl qui n est pas prise en compte lorsque RI est mesur Les nuages de saison des pluies entra nent une faible variabilit spatiale de RIV paragraphe IV 3 5 De m me la temp rature de la surface contr lant RIT varie peu la surface du glacier de 5 C 2 C en moyenne sur la p riode sim1 alors qu elle est de 1 4 C selon la mesure 5050 m 281 MODELISATION DE LA FUSION Ainsi j ai v rifi qu une simulation effectu e avec RI calcul sans variations spatiales change peu le d bit par rapport aux calculs complets des flux radiatifs de grande longueur d onde Ce sont les erreurs de param trisations facteur i qui expliquent les diff rences avec la simulation de r f rence Le paragraphe VI 3 5 a montr que la simulation de RIV tend sous estimer la forte mission de l atmosph re nuageuse Le calcul de RIV r duit le d bit am liorant la simulation cause d une mauvaise raison la sous estimation de RIV quand n est grand 0 7 0 6 0 5 MAL a 0 1 d bit m st 24 11 03 12 12 12 21 12 30 12 08 01 17 01 26 01 04 02 Figure VI 37 comparaison entre les d bits de
371. nd Pierre Ribstein L Institut de Recherche pour le D veloppement IRD ex ORSTOM UMR Sisyphe UPMC Paris France Patrick Wagnon L Institut de Recherche pour le D veloppement IRD ex ORSTOM Laboratoire de Glaciologie et G ophysique de l Environnement Saint Martin d H res France Daniel Brunstein Laboratoire de G ographie Physique CNRS Meudon France Abstract An important potential source of error in snow albedo measurements under clear sky is the tilt of the surface when the sensors are placed parallel to the horizon The error depends on the surface slope and aspect A hemispherical radiation sensor receives its signal from within a surface area of several square meters which generally is not a plane Here we examined the influence of slope and aspect combinations related to surface irregularities on albedo measurements at two locations on the Zongo Glacier Bolivia The slope and aspect distributions determined through topographic measurements were used to correct the albedo measurements The corrections were different between the two sites but resulted in similar albedo changes the substantial albedo reductions observed from morning until evening were measurement artifacts Even for slight slopes an error of a few degrees on the slope estimation or an error of roughly 20 on the aspect estimation had an appreciable influence on the corrections If the topography around the measurement site is not precisely known the
372. ndes lectromagn tiques L existence radiative de la surface du corps d pend de la temp rature et des propri t s physiques de la surface Un corps qui absorbe compl tement les ondes lectromagn tiques de toutes longueurs d onde met le maximum d nergie radiative sa propre temp rature de surface Un tel corps est appel corps noir et son facteur d mission est gal a l unit Les corps moins metteurs ont un facteur d mission compris entre 0 et 1 L existence spectrale d un corps noir est une fonction de la temp rature donn e par la loi de Planck B 2he A e 7 1 V 1 o h 6 6262 10 J s est la constante de Planck k 1 38044 10 J K est la constante de Boltzmann et c 2 99793 10 8 m s est la vitesse de la lumi re L int gration de V 1 sur toutes les longueurs d onde et sur tous les angles donne l existence radiative totale ou la densit de flux d un corps noir F oT V 2 o o 5 6698 10 W m K est la constante de Stefan Boltzman 81 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Pour les temp ratures du syst me terre atmosph re 15 a 45 C une variation de 1 Kelvin de la temp rature d un corps noir entra ne une variation de existence radiative de 4 7 W m Si le corps n est pas un corps noir l quation V 2 doit tre r crite en incluant le facteur d mission de la surface F eoT V3 La loi de Planck atteint un maximum
373. nent le nombre de jours depuis la derni re chute de neige n la temp rature de l air T en C et l intensit des pr cipitations neigeuses Ps en mm h a t 1 a t a In T 1 exp a nj si nj 0et T gt 0 C a t a 0 1 exp az n si nj 0 et T lt 0 C a t a3 Ps sin 0 VL12 VL13 VL14 o a 0 05 a 1 1 et a 0 02 h mm d eau sont des param tres empiriques Contrastant avec la plupart des param trisations tableau VI 5 c est l cart l alb do pr c dent qui est index selon les variables climatiques et non l cart un maximum fixe Il est donc plus difficile de repr senter les tendances long terme de l alb do simul et de les relier aux propri t s physiques de la neige Le terme exponentiel am ne une d croissance maximale juste apr s la chute de neige quations VI 12 et VI 13 Au bout de 17 jours sans pr cipitations le terme exponentiel n est plus gal qu 1 100 et quelle que soit la temp rature l alb do ne varie plus Le maximum journalier de la temp rature de l air est de l ordre de 10 C Sicart et al 1998 0 lt a In T 1 lt 0 12 Si la temp rature est lev e la d croissance de l alb do sur un pas 236 MODELISATION DE LA FUSION de temps peut tre forte juste apr s une chute de neige n petit L intensit des pr cipitations sur le glacier est toujours inf rieure 10 mm d e
374. ng versus horizontal surfaces Journal of Climatology 8 629 639 1988 Hastenrath S Climate Dynamics of the Tropics 1 Dordrecht 1991 ed 488 pp Kluwer Academic Publishers Hastenrath S et P D Kruss The dramatic retreat of Mount Kenya s glaciers between 1963 and 1987 greenhouse forcing Annals of Glaciology 16 127 133 1992 Hastenrath S et A Ames Recession of Yanamarey Glacier in Cordillera Blanca Peru during the 20th century Journal of Glaciology 41 137 191 196 1995 Hastenrath S Glacier recession on mount Kenya in the context of the global tropics Bulletin de l institut fran ais d tudes andines 24 3 633 638 1995 Hastenrath S et A Ames Diagnosing the imbalance of Yanamarev Glacier in the Cordillera Blanca of Peru Journal of Geophysical Research 100 D3 5105 5112 1995 Hastenrath S Annual cycle of upper air circulation and convective activity over the tropical Americas Journal of Geophysical Research 102 D4 4 267 4 274 1997 Hay J E et B B Fitzharris A comparison of the energy balance and bulk aerodynamic approaches for estimating glacier melt Journal of Glaciology 34 117 145 153 1988 Higuchi K et A Nagoshi Effect of particulate matter in surface snow layers on the albedo of the perennial snow patches Isotopes and Impurities in Snow and Ice IAHS 118 95 97 1977 Hock R Modelling of glacier melt and discharge th se de doctorat ETH Geographisches In
375. ni re chute de neige importante nj U S Army Corps of Engineers 1956 232 MODELISATION DE LA FUSION Olneige On v F Qneige fr On ve exp nj n VLI 1 OU Qn v Est l alb do du n v de l ordre de 0 5 et Oneige est l alb do de la neige fra che de l ordre de 0 90 En d terminant la vitesse de d croissance de l alb do le param tre d chelle de temps n en jour int gre les effets vari s de la transformation de la neige Pour des paisseurs de neige inf rieures 10 cm environ l alb do de la neige d pend de l paisseur de neige et de l alb do de la surface sous jacente Grenfell et al 1994 Ainsi lorsque l paisseur de neige est r duite l alb do plus faible de la surface sous jacente entra ne une acc l ration de la baisse d alb do de la neige figure VI 10 Albedo Ca Prarie snowcover lt 25 cm N o o Age of snow surface days 7 X Figure VI 10 variations temporelles de l alb do d un manteau de neige O Neill et Gray 1973 Le tableau VI 5 pr sente des exemples de m thodes de calcul de l alb do utilis es dans les tudes r centes Sous une apparence de grande vari t la majorit des m thodes s inspire de l tude de U S Army Corps of Engineers 1956 Ainsi Brock et al 2000 choisissent de param triser la d croissance de l alb do de la neige par une fonction ki klogT qui est de forme similaire
376. nrath 1984 Both a better understanding of past fluctuations and an increased effort in forecasting require an improved study of the relations between climate and the extent of tropical glaciers In the intertropical zone seasonal variations in solar radiation and temperature are low the fluctuations of the energy balance at the surface of glaciers are to a large extent controlled by the cloud cover and precipitation Wagnon et al 1999 The objective of this study was to better quantify the snowfall that temporarily covers the ablation area In the tropics day periodic processes are much more vigorous than in the higher latitudes Hastenrath 1991 In summer snowfalls alternate permanently with periods of melting at intervals of a few hours causing strong variations in the surface albedo A snowfall on the ice can reduce by half the solar radiation absorbed by the surface which is the main source of melting energy Sicart et al 2001 Snowfall measured with rain gauges is generally deficient e g Harris and Carder 1974 Larson and Peck 1974 Sevruk 1985 Sevruk 1989 Goodison et al 1998 The air is never calm during snowfall and the rain gauges interfere with the general wind movement creating turbulence around the gauge orifice Consequently precipitation falls at an inclined angle the result being gauge catch deficiencies The catch deficiency is more significant for solid precipitation than for rain and depends on wind speed
377. ns saisonni res marqu es de RW avec une pr cision de 20 L erreur est de nature al atoire sauf au milieu de la saison des pluies o RIV est sous estim d cembre f vrier figures VI 22 b et c entra nant un biais sur les plus fortes valeurs figures VI 23 a et b En saison s che les fortes variations de RIV du ciel clair au ciel nuageux sont reli es a la n bulosit n figure VI 24 b Les calculs de RIV expliquent alors plus de 85 des variations des mesures En milieu de saison des pluies RIV est toujours fort en raison des fr quents nuages figure VI 22 b et la variabilit r duite de RIV est mal corr l e la n bulosit figure VI 24 a Ainsi la faible d pendance de l mission des nuages selon la n bulosit emp che un calage du facteur d mission de l atmosph re en saison des pluies tableau V1 8 entra nant une mauvaise simulation des plus fortes valeurs de RIV L erreur est aussi li e l absence de repr sentation des nuages nocturnes La param trisation de l clairement atmosph rique au pas horaire est entach e d une tr s forte erreur 30 r 0 28 pour l ensemble des heures de journ e de l ann e 1999 258 MODELISATION DE LA FUSION 2000 qui ne peut tre r duite a cause d une mauvaise repr sentation du couvert nuageux En valeurs horaires l att nuation de la radiation solaire d pend du couvert nuageux mais aussi de la position du solei
378. nt essentiellement li es i aux pr cipitations de saison des pluies et ii la pente de la surface les journ es de ciel clair de saison s che Les perturbations par ciel clair tendent se compenser sur la journ e alors qu un d p t de neige sur le capteur entra ne un biais sur l alb do journalier La nature des pr cipitations est un facteur de variation de l alb do mal connu mais sans doute important Lors des pr cipitations convectives de saison des pluies des chutes de gr sil grains de glace ronds et gris sont parfois observ es pr s du front du glacier entra nant un alb do plus faible que pour la neige L tude des variations de la limite gr sil neige n cessite des observations syst matiques de la nature des pr cipitations en relation avec la temp rature et l humidit de Pair 145 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 2 5 Les flux radiatifs de grande longueur d onde V 2 5 a Introduction Sur les surfaces de neige r fl chissant fortement la radiation solaire les flux radiatifs de grande longueur d onde peuvent dominer le bilan radiatif Selon Hastentrath et Kruss 1992 l augmentation du bilan radiatif de grande longueur d onde a contribu au recul des glaciers du Mont Kenya de 1963 a 1987 En saison des pluies sur le glacier du Zongo les variations de la radiation de grande longueur d onde affectent fortement le bilan d nergie car la ligne de neige est basse et
379. nte 2 a 1995 flic goi Corpardign AN Figure I 2 localisation des glaciers tudi s par le programme GREAT ICE depuis 1991 d apr s B Pouyaud Les mesures de bilan d nergie sur le glacier du Zongo en Cordill re Royale bolivienne figure I 2 ont t initi es en 1996 par le programme GREAT ICE afin d expliquer les forts d bits de fonte en p riode d accumulation saison des pluies Les variations temporelles des flux d nergie ont t analys es en un site Wagnon 1999 mais l tude de la fusion de l ensemble du glacier restait entreprendre Afin de relier au climat le d bit de fonte du glacier du Zongo nous avons analys les facteurs de variations des flux d nergie puis simul la fusion sur toute la surface du glacier Les questions abord es concernent les m thodes de mesure et l estimation des erreurs les sp cificit s climatiques de la haute montagne tropicale et les difficult s de mod lisation La probl matique et les hypoth ses g n rales sont expos es dans la partie II Une part importante de ma th se a t consacr e aux observations sur le terrain et l am lioration du dispositif de mesure dans le bassin versant du glacier partie III Alors que la temp rature varie peu la saisonnalit marqu e des pr cipitations et des nuages rythme les variations de tous les flux d nergie La partie IV examine les variations spatiales et temporelles des pr cipitations dans le ba
380. ntes de neige l est tend enrichir dans le visible la radiation solaire incidente Ce glissement spectral tend donc augmenter l alb do de la neige sous les capteurs N anmoins cet effet n est pas observable sur les volutions diurnes de l alb do corrig de l effet de la pente de la surface figure 6 de Sicart et al 2001 V 2 4 f3 Effets de la pente de surface sur l alb do de la neige froide Illimani 6340 m Les variations horaires de l alb do d un n v froid se transformant lentement sont essentiellement contr l es par les propri t s du rayonnement incident La SMA3 a fonctionn pratiquement deux ans avec de nombreuses pannes 5550 m sur le glacier du Zongo Cette station tait pos e sur la neige et hauban e des pieux pour maintenir le m t porteur en position verticale Or l haubanage n tait pas suffisamment robuste et lors des visites de la station une fois par mois environ les capteurs taient g n ralement trouv s tr s inclin s rendant difficile l interpr tation des mesures radiative On pr f re examiner ici les mesures d alb do effectu es sur la calotte sommitale de l Ilimani 6340 m par une paire de pyranom tres Kipp amp Zonen SP Lite 300 lt lt 2800 nm du 24 mai au 7 juin 1999 L Illimani se trouve dans la m me Cordill re Orientale que le Zongo environ 50 km au sud du Huayna Potosi La p riode de mesure est proche du solstice d hiver saison s
381. nuit en exc s syst matique de 16 W m par rapport la r f rence Deux autres types d erreur de mesure de Q7 peuvent tre mis en vidence i la figure V 1 b montre des baisses brutales de la radiation nette d une cinquantaine de W m en fin de nuit Cette perturbation n affecte pas les deux autres instruments car elle appara t dans les diff rences entre Q7 et CNRI et entre Q7 et NR lite figures V 2 a et V 4 a ii en milieu de journ e Q7 surestime la radiation nette de plusieurs dizaines de W m par rapport aux deux autres instruments Une erreur li e la mesure de la radiation solaire telle que l ombre des autres capteurs retardant l arriv e du soleil sur Q7 n entrainerait pas une baisse de la radiation nette dans les valeurs n gatives nocturnes i L origine de cette perturbation est donc li e a la mesure de la radiation de grande longueur d onde mais reste inconnue Puisqu elle intervient aux heures les plus froides il est probable qu elle soit li e un ph nom ne de condensation ou de gel sur une des coupoles Les observateurs ne reportent pas de condensation mais les visites de terrain ont lieu en milieu de journ e De m me de la condensation sur les faces int rieures des coupoles n a jamais t observ e Les perturbations i sont de faible dur e et sont rapidement compens es par l exc s de Q7 en milieu de journ e perturbation ii Cf cumuls des diff rences d
382. od le est de 25 Les simulations pourraient tre am lior s par l optimisation syst matique des param tres plusieurs ann es de simulations sont n cessaires pour un calage robuste ex WMO 1986 Par exemple Hock 1998 optimise les hauteurs de rugosit dans le calcul des flux turbulents pour r duire l erreur sur la simulation du d bit de fonte L estimation des incertitudes li es aux valeurs des param tres est en fait un probl me complexe Une m thode classique mais peu appliqu e sur les mod les distribu s en raison de la consid rable puissance de calcul n cessaire est la m thode GLUE Generalised Likelihood Uncertainty Estimation Beven et Binley 1992 Gineste 1998 Cette m thode prend en compte l interd pendance des param tres en simulant les r sultats de combinaisons de param tres obtenues par tirages al atoires 299 300 SYNTHESE DU CYCLE ANNUEL vil UNE SYNTHESE DES CYCLES ANNUELS DES FLUX D ENERGIE ET DU DEBIT DE FONTE Cette partie r sume les variations au cours du cycle annuel des flux d nergie et du d bit de fonte du glacier du Zongo d duites des analyses des variables climatiques et des r sultats de simulations de la fusion La r f rence est l ann e hydrologique 1999 2000 De septembre fin d cembre lors de l amor age progressif de la saison des pluies les pr cipitations ne sont pas tr s fr quentes et la ligne de neige est haute entrainant un faible al
383. of 1 cm of snow The year is marked by a dry season from May to August an intermediate season from September to December during which precipitation becomes gradually more and more predominant followed by the wet season during the austral summer from December to April The wet season occurs when the potential solar radiation is at its maximum Precipitation is generally of a convective nature from the local contribution of heat in the valleys by solar radiation During the two wet seasons of 1998 1999 and 1999 2000 the snowfall accumulation on the glacier was 3 5 and 3 3 m of snow respectively Throughout the year the valley winds during the day and the mountain winds during the night tend to be particularly regular in the high mountains of the low latitudes Precipitation is generally associated with a valley wind of moderate speed less than 4 m s A maximum of precipitation was recorded in the middle of the day in the valley then in the middle of the afternoon in the high mountains Masses of moist air come from the lowlands of the Amazon basin and are carried up the slopes of the Andes where they give precipitation due to the orographic effect Night time precipitation events bring throughout the wet season amounts of snow comparable to daytime precipitation They occur during long periods of bad weather lasting several days The alternation of 5 to 10 days of heavy and light cloud cover during the wet season is related to changes in the at
384. ogique et nerg tique permet d estimer les erreurs sur le bilan de masse Les processus d accumulation et d ablation doivent tre trait s ensemble car ils ont lieu en m me temps sur les glaciers tropicaux La simulation un pas de temps horaire des flux d nergie en chaque maille du glacier est limit e par la difficult de la mesure des chutes de neige L alb do principal facteur de variation du bilan d nergie d pend des chutes de neige qui recouvrent temporairement la surface en fusion Le d veloppement d une m thode de mesure des chutes de neige un pas de temps de 3 heures par une sonde ultrasons a permis de caract riser les variations des pr cipitations sur le glacier au cours des cycles nycth m raux et annuels en relation avec le contexte climatique Le climat du glacier du Zongo est marqu par une circulation atmosph rique locale de vent faible de l ordre de 2 m s en moyenne avec l alternance tout au long de l ann e d un vent de vall e la journ e et d un vent de glacier la nuit Les masses d air humides proviennent du bassin amazonien et produisent des pr cipitations par effet orographique en milieu de journ e dans les vall es andines puis dans l apr s midi en haute montagne En saison des pluies la circulation atmosph rique d chelle continentale cause 305 CONCLUSIONS GENERALES ET PERSPECTIVES l alternance sur 5 10 jours de conditions s ches et humides c
385. oirs est souvent utilis Ce mod le consid re que le d bit est proportionnel au volume du r servoir dont il provient Le facteur de proportionnalit est un temps de r sidence moyen K 1 K est d fini comme le coefficient de tarissement ex Gurnell 1993 En l absence de recharge du r servoir le d bit D au temps t peut tre reli au d bit D d un pas de temps pr c dent to par D Do exp t to K V1 8 Hock 1998 utilise pour le glacier Storglaci ren trois r servoirs lin aires ind pendants dont les temps de r sidence moyens sont 350 30 et 16 heures correspondant respectivement a la fusion du n v de la neige en zone d ablation et de la glace Les valeurs sont les r sultats de l optimisation du d bit simul Behrens et al 1976 cit par Paterson 1994 ont proc d a des injections de colorants dans la zone d accumulation et dans les moulins en zone d ablation du glacier Hintereisferner dans les Alpes autrichiennes 8 9 km Les temps de transfert de l eau de fonte dans la zone d accumulation taient de 10 17 jours dans la partie haute et d une vingtaine d heures dans la partie basse Dans la zone d ablation les temps de transfert n taient que de 0 5 a 3 heures Par tragages galement Oerter et al 1981 obtiennent sur le glacier Vernagtfener des temps de r sidence moyen de 4 heures pour la fusion de la glace 30 heures pour la fusion de la neige de la zone d ablation et 430
386. ois de mai la somme des flux turbulents est presque nulle sans effet sur le d bit paragraphe VI 3 8 a figure VI 48 A partir du mois de mai lorsque les nuages sont moins fr quents l air plus sec et surtout le vent de glacier plus fort chapitre V 3 4 la sublimation domine les flux turbulents qui repr sentent un puits d nergie en journ e L H lt 0 figure VI 42 et r duisent sensiblement le d bit de fonte figure VI 48 Les flux turbulents interviennent en saison s che lorsque le d bit est minimum entra nant de fortes variations en valeurs relatives figure VI 48 La sensibilit du d bit aux flux turbulents ne peut tre quantifi e avec pr cision l erreur sur la mesure est forte et les variations spatiales sont tr s mal connues chapitre V 3 3 L erreur sur le flux de chaleur sensible d pend aussi des erreurs sur la temp rature de surface paragraphe VI 3 8 d Les calculs tendent surestimer la sublimation car la stabilit de l air n est pas prise en compte paragraphe VI 3 7 Par ailleurs la non prise en compte des effets de bord li s l advection d air chaud par le vent de vall e peut causer une sous estimation de l importance des flux turbulents dans le bilan d nergie de l ensemble du glacier chapitre V 3 4 295 MODELISATION DE LA FUSION 200 0 5 460 h I 120 Wo W 80 40 diff rence des d bits d bit m s 1 LM AKIN Mh M W AA i
387. oit tre pris en compte dans les indices de fusion Zuzel et Cox 1975 tudient les corr lations lin aires entre les variables m t orologiques et la fusion d un champ de neige dans l Idaho a partir de 24 donn es journali res Si une seule variable est disponible la temp rature est la meilleure variable explicative de la fusion r 0 72 La meilleure combinaison des variables regroupe la pression de vapeur la radiation nette et le vent L ajout de la temp rature ne r duit pas l erreur car c est une cons quence des flux d nergie d j d crits par les autres variables Martin 1977 montre que 60 de la variance du bilan de masse annuel du glacier de Sarennes en France est expliqu e par la temp rature de l air 13 km du glacier Granger et Male 1978 observent une corr lation entre la fusion journali re d un manteau neigeux de prairie et la temp rature de lair de l atmosph re libre 850 hPa soulignant l int r t de consid rer les caract ristiques de l air grande chelle De m me Lang et Braun 1990 montrent que la fusion journali re du glacier Aletsch en Suisse est mieux corr l e la temp rature de l air dans la vall e 60 km de distance r 0 82 n 30 que sur un site de montagne proximit du glacier r 0 64 n 30 Selon Lang et Braun 1990 la temp rature dans la vall e est contr l e par la radiation qui est aussi la principale source de fusion du glacier
388. ole Nationale Sup rieure des Mines de Saint Etienne 39 pp 1996 Sicart J E P Wagnon R Gallaire B Francou P Ribstein B Pouyaud et H Baldivieso Mesures m t orologiques hydrologiques et glaciologiques ann e hydrologique 1996 97 57 ORSTOM 119 pp 1998 Sicart J E P Ribstein P Wagnon et D Brunstein Clear sky albedo measurements on a sloping glacier surface A case study in the Bolivian Andes Journal of Geophysical Research 106 D23 31729 31738 2001 Sicart J E P Ribstein J P Chazarin et E Berthier Solid precipitation on a tropical glacier in Bolivia using ultrasonic depth gauge measurements Water Resources Research 2002 soumis Singh P et N Kumar Determination of snowmelt factor in the Himalayan region Hydrological Sciences Journal 41 3 301 310 1996 Singh P et V P Singh Snow and glacier hydrology 1 ed 742 pp Kluwer Academic Publishers Dordrecht 2001 Smeets C P Duynkerke et H Vugts Turbulence Characteristics of the Stable Boundary Layer over a Mid Latitude Glacier Part I A Combination of Katabatic and Large Scale Forcing Boundary Layer Meteorology 87 117 145 1998 Smeets C P Duynkerke et H Vugts Turbulence Characteristics of the Stable Boundary Layer over a Mid Latitude Glacier Part II Pure Katabatic Forcing Conditions Boundary Layer Meteorology 1998 soumis Spiegel M R Probabilit s et statistiques Cours et probl mes 1 ed 385
389. olivia Atmospheric Environment 14 879 893 1980 Adhikary S K Seko M Nakawo Y Ageta et N Miyazaki Effect of surface dust on snow melt Bulletin of Glacier Research 15 85 92 1997 Ageta Y et K Higuchi Estimation of mass balance components of a summer accumulation type glacier in the Nepal Himalaya Geografiska Annaler 66 A 249 255 1984 Ahlmann H W Le niveau de glaciation comme fonction de l accumulation d humidit sous forme solide Geografiska Annaler 6 3 4 223 272 1924 Ahlmann H W Glacier variations and climatic fluctuations 1 ed American Geographical Society New York 1953 Akitaya E Studies of depth hoar Low Temp Sci A 26 1 67 1974 Albrecht B et S K Cox Procedures for improving pyrgeometer performance Journal of Applied Meteorology 16 188 197 1977 Allison I et P D Kruss Estimation of recent climatic change in Irian Jaya by numerical modeling of its tropical glaciers Arctic and Alpine Research 9 49 60 1977 Ambach W The influence of cloudiness on the net radiation balance of a snow surface with high albedo Journal of Glaciology 13 67 73 84 1974 Ames A et B Francou Cordillera Blanca glaciares en la Historia Bulletin de l institut fran ais d tudes andines 24 1 37 64 1995 Andreas E L A theory for the scalar roughness and the scalar transfer coefficients over snow and sea ice Boundary Layer Meteorology 38 159 184 1987 RE
390. ologique des diff rentes parties du bassin Le d bit suit des variations diurnes marqu es surimpos es un d bit de base qui varie plus lentement Le cycle diurne provient du drainage rapide par ruissellement et ou coulement travers les moulins de l eau de fonte de la neige ou de la glace des parties basses du glacier Le d bit de base provient de l coulement lent de l eau de fonte de la neige des r gions hautes de la vidange de r servoirs temporaires dans le glacier et de l eau souterraine provenant des moraines PROBLEMATIQUE 600 il 0 500 49 400 w 20 E 300 Pa 30 200 a 100 m 40 4 SV j ro wa y 01 09 21 10 10 12 29 01 19 03 08 05 27 06 16 08 S e 8 47 g D z E a 97 E Y 2 Ea Figure II I le graphe du haut montre le d bit du torrent missaire du glacier axe Y de gauche et les pr cipitations 4750 m axe Y de droite invers Le graphe du bas montre la temp rature de l air a 4750 m Valeurs journali res de l ann e hydrologique 1999 2000 Les lacunes des d bits ont t reconstitu es par des r gressions multiples avec les variables m t orologiques trait gras Berthier et al 2001b 500 ue 400 El Nino 1997 1998 91 92 92 93 93 94 94 95 95 96 96 97 97 98 98 99 moyenne sans 97 98 0 rT tT tT tT ot ter tt 09 10 11 12 01 02 03 04 05 06 07 08 mois 300 d
391. ompare les bilans de masse du glacier de 1991 1999 calcul s selon les m thodes hydrologique bp et glaciologique b Les courbes de bilans glaciologiques b 400 mm d eau repr sentent les incertitudes estim es dans le chapitre IV 3 Les bilans hydrologiques ont t calcul s avec les pr cipitations des pluviom tres r partis dans le bassin versant Pan et avec PA 50 paragraphe IV 2 1 bn 400 mm d eau bn a t bh ce 0 5 et 1 P 1 5 bh ce 0 8 P 1 5 SS as bh ce 0 5 et 1 bh ce 0 8 1200 E 800 G 3 400 a 0 TD 400 E 800 1200 2 1600 c 2000 ay a 2400 2800 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 Figure IV 3 comparaisons entre les bilans de masse annuels selon la m thode glaciologique bn et selon la m thode hydrologique bh de 1991 a 1999 Le bilan glaciologique est encadr des courbes bn 400 mm d eau Le bilan hydrologique avec le coefficient d coulement ce 0 8 courbe continue est encadr par les calculs avec Ce 0 5 et ce 1 courbes en tirets Le bilan de masse est mieux corr l avec le d bit r 0 84 qu avec les pr cipitations r 0 66 N anmoins la s rie de 8 ann es est trop courte pour que les coefficients de corr lation soient significativement diff rents au seuil de 5 74 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE La figure IV 3 montre que les variations des deux bilans sont similaires mais le bila
392. on Paltridge et Platt 1976 Des comparaisons avec d autres m thodes de simulation de la diffusion multiple ont montr que l approximation Delta Eddington est efficace pour calculer les flux radiatifs jusqu 2 um ex Leroux 1996 Dans le mod le de Warren et Wiscombe 1980 la d pendance selon la longueur d onde de l alb do de la neige est contr l e par la variation du coefficient d absorption de la glace La figure V 11 compare les mesures avec les r sultats du mod le de l alb do de la neige pure sous clairement diffus pour trois tailles de grain de rayons 0 1 0 2 et 1 mm L alb do est calcul sous des conditions d angle d incidence similaires aux mesures mais il est le r sultat de l int gration des r flectances de la neige dans toutes les directions En raison des diffusions multiples la forme de la fonction de r flectance bidirectionnelle de la neige est ind pendante de la longueur d onde au moins jusqu 960 nm Mondet 109 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE 1999 p 134 Ainsi la variation de la r flectance selon la longueur d onde ne change pas selon l angle de r flexion et on consid re que les comparaisons entre l alb do calcul et les mesures au nadir sont pertinentes pour l analyse des variations de la r flectance selon la longueur d onde o O S O o p 0 5 4 i VIS PIR X N 0 4 4 Nae 0 3 T T T
393. on des flux de courte longueur d onde avec des pyranom tres SKYE chapitre V 1 4 Sicart et al 2001 et par calibration de la radiation de grande longueur d onde mise par la glace a la temp rature de fusion chapitre V 2 5 La comparaison sur le terrain des trois instruments fait apparaitre des carts de mesure importants surtout en milieu de journ e de beau temps plusieurs dizaines de W m bien sup rieurs aux pr cisions annonc es par les constructeurs Les erreurs li es a la condensation ou au d p t d eau de neige fondue sur les coupoles peuvent affecter les mesures en saison des pluies et en fin de nuits d gag es Les chelles de mesure des Q7 et NR lite sont d cal es de 10 20 W m par rapport au z ro du CNRI Ces d calages d talonnage peuvent tre corrig s ais ment Le Q7 surestime la radiation nette en milieu de journ e Cet cart s accentue par beau temps et semble li une mauvaise calibration ou une variation de la sensibilit du capteur dans les courtes longueurs d onde Les erreurs de NR lite sont difficiles interpr ter car cet appareil n est pas compar directement avec la r f rence Les sources d erreur sont mal connues On ne peut mettre en vidence une variable m t orologique expliquant les variations des carts entre les diff rents types de capteurs Des ajustements des mesures de Q7 et NR lite aux mesures de CNRI par 97 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENE
394. on m t orologique projettent des ombres a la surface la mesure de la radiation r fl chie sous estime le flux exact d une quantit inversement proportionnelle la hauteur de mesure et la quantit de radiation diffuse Carroll et Fitch 1981 Ainsi les mesures par les pyranom tres sont marqu es par un biais dans le sens d une sous estimation de l alb do La diff rence entre l alb do selon le Licor gal 0 80 0 03 sans doute sous estim en raison de l hypoth se d isotropie de r flexion et l alb do mesur par les pyranom tres 0 71 0 07 est faible La diff rence est essentiellement due une sous estimation des mesures d alb do par les pyranom tres en raison de l ombre de la station La diff rence de champs de vue entre les radiom tres peut galement contribuer aux carts de mesures e Comparaison avec un mod le d alb do Les mesures de r flectances spectrales sont compar es avec l alb do de neige pure calcul par Warren et Wiscombe 1980 Dans le mod le la neige est consid r e comme un empilement de sph res de glace La diffusion et l absorption de la lumi re par chacune des sph res est d crite selon la th orie de Mie Les param tres d entr e sont les mesures en laboratoire de l indice de r fraction et du facteur d absorption de la glace pure en fonction de la longueur d onde Le mod le de diffusion multiple est ensuite conduit par la m thode Delta Eddingt
395. oncept de couche limite l coulement est 167 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE essentiellement influenc par la nature de la surface La sous couche d inertie repr sente une zone de transition entre la sous couche ext rieure et la couche de surface La couche de surface est une r gion pleinement turbulente o les flux turbulents verticaux changent peu de leurs valeurs en surface variation inf rieure a 10 Les capteurs de microm t orologie destin s mesurer les flux en surface sont situ s dans la couche de surface La structure du champ de vent est essentiellement d termin e par le frottement et la stratification thermique Lorsque l air est stratifi le vent et le flux de quantit de mouvement horizontale sont affect s par les transferts de chaleur sensible et de chaleur latente et vice versa Dans la partie basse de la couche de surface la vapeur d eau et la chaleur sensible peuvent tre consid r es comme des grandeurs passives et les effets de la stratification en densit sont n gligeables C est la sous couche dynamique En atmosph re neutre l ensemble de la couche de surface se comporte comme la sous couche dynamique Dans la sous couche d interface proximit imm diate de la surface la turbulence est accentu e par la rugosit et att nu e par les forces de viscosit On parle de sous couche visqueuse lorsque la surface est lisse et de sous couche rugueuse lorsque la rugosit est forte
396. one d accumulation 66 IV 3 3 La m thode d int gration des mesures 69 TV 324 DISCUSSION 5eme same nement in aee ates Nae IE ead street 69 TV 4 La m thode hydrologique 72 TV 5 Comparaison des Dilams c scescecccccccccccccccccccsccesccescceeccescsesesees 74 TV 6 Conclusions scission dedessessecessdonc doosesces eos ee ses ecsetase desc ene ose 76 V ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE ccc cscesecceesccceseens 79 V L Introduction teens saute siege deteste ages bese saone toe 0 2000224 79 V 2 Les flux radiatifs naras ir arei 80 N21 D finitons e e rt pur Nat ck oad dee atteste obs en 80 V 2 2 Les instruments de mesure 85 V 2 3 La mesure directe de la radiation nette 86 F 2 3 4 Introduction asile MR ae SEC nn MR te de edge 86 V 2 3 b Les sources d erreur 87 V 2 3 c Comparaisons entre trois bilanm tres 89 V 24 Alb do et radiation globale 98 V24 a Introductions sessions rade Bp Ha re Ga a hbo bag a aR EOE 98 V 2 4 b Facteurs de variation de l alb do de la glace 100 V 2 4 c Cycles annuels de la radiation globale et de l alb do 102 V 2 4 d R flectance de la neige selon la longueur d onde et effets des poussi res
397. ong d une montagne les pr cipitations s intensifient quand la pente de surface augmente Lliboutry 1964 p 449 On peut donc s attendre a un maximum de chute de neige sous le sommet sud en raison de la forte accentuation de la pente s opposant au vent d est qui am ne g n ralement les masses d air humide figure IIL 1 N anmoins les carottages ne sont pas assez nombreux en raison de la difficult de la mesure pour mettre en vidence une variation des pr cipitations dans la zone d accumulation 68 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE IV 3 3 La m thode d int gration des mesures Les bilans de masse sont int gr s sur l ensemble du glacier par sommation des moyennes des mesures regroup es par tranches d altitude de 100 m de d nivel chacune figure II 7 Dans l tude d une s rie de bilans sur le glacier de Saint Sorlin plus de 10 points de mesure au km Vallon et Leiva 1981 comparent les bilans int gr s selon la m thode des polygones de Thiessen selon les quisomptuaires subjectives dessin es la main et selon l hypsographie du glacier en faisant intervenir trois formes de d pendance du bilan selon l altitude deux lin aires et une parabolique Comme r sultat l incertitude du bilan li e la m thode d int gration des points de mesure est de l ordre de 10 cm d eau an Selon Funk et al 1997 les variations d une ann e l autre du nombre de points de
398. ons in height over a half hour period were less than 26 6 mm Therefore at a confidence level of 95 85 of the comparisons between two successive measurements were not significant and random errors can have masked a real difference in height It was necessary to calculate means on several measurements so as to reduce the random errors and to choose a time step greater than a half hour so as to detect the significant changes in height The sensitivity of the measurement method is characterized by the minimal variation that must be imposed on the scale measured to obtain a significant variation in the measurement result If each measurement is repeated n times the Student f tests comparing the means show that the sensitivity is reduced by 5o Vn with the a risks the risk of rejecting the hypothesis when it is true and B risk the risk of confirming the hypothesis when it is false taken at 5 Neuilly and CETAMA 1998 p 335 Nevertheless the increase in the number of measurements cannot indefinitely reduce the sensitivity which should remain greater than the discontinuity module 49 wind speed m s air temperature C PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE Table I Probability density of the ultrasonic depth gauge measurement variations in millimeters Measurements are from September 1 1999 to August 31 2000 w 6 6 0 0 6 6 01 Height variations over 30 7 34 51 8 minutes 17 520 data Height variation
399. ontr que le gradient de temp rature entre les deux niveaux de mesure de la station SMA2 30 et 180 cm tait souvent n gatif en milieu de journ e lors de la premi re semaine de septembre 1997 Il est n cessaire de mieux quantifier la fr quence d apparition de la couche chaude dans le cycle annuel afin de d terminer si ce ph nom ne peut tre n glig ou s il est suffisamment courant pour affecter les flux turbulents L tude est faite ici sur l ensemble d une saison s che lorsque les journ es de ciel clair sont fr quentes et les flux turbulents sont les plus forts Une centrale Campbell reli e six thermocouples ventil s et prot g s de la radiation solaire directe a t utilis e lors de plusieurs missions sur le terrain 5150 m d altitude pour mesurer le profil de temp rature entre la surface et 100 cm de hauteur hauteurs 2 10 30 40 50 et 100 cm La centrale enregistre les moyennes toutes les cinq minutes des mesures au pas de temps de 5 secondes Suite aux mesures pr sent es par Wagnon 1999 un moteur de ventilation deux fois plus puissant a t install fournissant en permanence jour et nuit une vitesse de ventilation d environ 5 m s Les mesures au dessus de la neige sont pr sent es pour 30 jours entre le 1 juin et le 31 juillet 2000 des lacunes de plusieurs jours ont interrompu les mesures Les capteurs ont t positionn s en direction du sud pour r duire l clairemen
400. opes distribution at AWS1 was higher than at AWS2 The AWS1 surface faces east slightly northeast 80 while the AWS2 site is east southeast 110 Table 1 130 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Table 1 Slope and Aspect Values of the Glacier Surface in a Circle of a 2 5 m Radius Around the Sensors at AWS1 and AWS2 Mean Slope Min Slope Max Slope Standard Deviation of Slope Mean Aspect deg deg deg deg deg AWSI 7 8 0 7 19 6 3 0 80 AWS2 3 2 0 2 9 3 1 4 110 Figures Sa and 5b show albedo measurements under clear sky corrected based on the different combinations of slope and aspect of the surface elements in a radius of 2 5 m around the AWS1 and AWS2 sensors respectively At AWS1 the correction varied on an average of 12 at the beginning of the day to 27 at the end of the day At AWS2 it varied from 4 to 26 Figure 5c The distributions of the surfaces aspects toward the east gave an overestimation of the albedo in the morning and an underestimation in the afternoon The corrections were more substantial at AWS1 because of the steeper slopes The corrections were not symmetrical relative to the solar noon because of the distribution of the slope azimuths slightly toward the northeast at AWS1 and slightly toward the southeast at AWS2 The effect of the slope is only slightly greater than the global uncertainty on the albedo measurement 10 equation 1 However w
401. or the assistance received from IHH Instituto de Hidraulica e Hidrologia UMSA Universidad Mayor de San Andr s and COBEE Compania Boliviana de Energia Electrica in La Paz We thank Michel Vallon and Michel Fily from the LGGE Laboratoire de Glaciologie et G ophysique de 1 Environnement Grenoble and two anonymous reviewers for making useful comments on the manuscript The field work done by B Pouyaud R Gallaire J M Leblanc J P Chazarin and R Fuertes was highly appreciated 135 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V24 f2 Alb do et r flexions sur les pentes de neige On examine ici l influence sur l alb do des r flexions sur les pentes de neige en rive gauche voqu es au paragraphe V 2 4 e L augmentation dans l apr s midi de la radiation solaire globale observ e sur la figure V 14 ne modifie pas l alb do car elle concerne aussi la radiation r fl chie par la surface figure V 13 p 116 rayons 1 et 2 De toute fa on l effet de l augmentation de la radiation globale sur l alb do est n gligeable comme le montre un calcul o la radiation globale est remplac e par sa valeur en matin e m me angle d incidence L alb do peut tre affect par la modification spectrale de la radiation ayant subi une double r flexion avant d atteindre le pyranom tre tourn vers le bas figure V 13 rayon 2 Puisque la neige absorbe pr f rentiellement dans le proche infrarouge la r flexion sur les pe
402. ournali res de l ann e 1999 2000 a et de l ann e 2000 01 b e Discussion L mission des nuages contr le les variations de l clairement atmosph rique RIV La contribution des nuages au facteur est g n ralement index e selon la fraction du ciel couverte par les nuages qui n est pas mesur e sur le glacier A d faut d observations directes continues l att nuation de la radiation solaire permet de repr senter le couvert nuageux au cours de la journ e quation VI 25 Les param trisations de propos es dans la litt rature ne peuvent reproduire la saisonnalit tr s marqu e de l clairement atmosph rique car elles sous estiment fortement l mission des nuages figure VI 21 L augmentation de RIV par les nuages est tr s forte sur le glacier du Zongo jusqu 75 d augmentation soit 13 MJ m par jour 150 W m figure VI 19 Selon Kimball et al 1982 l augmentation de RW par les nuages est g n ralement de 25 et reste inf rieure 40 Paltridge et Platt 1976 p 140 sugg rent une augmentation de RW par les nuages de l ordre de 60 W m En premi re approximation l atmosph re est opaque aux radiations thermiques en dehors de la fen tre atmosph rique de 8 14 um chapitre V 2 1 Les changes radiatifs thermiques entre l atmosph re et la surface s effectuent donc essentiellement dans la fen tre atmosph rique En particulier la pr sence de nuage
403. ow in the arctic Basin Journal of Glaciology 18 80 445 463 1977 Grenfell T C D K Perovich et J A Ogren Spectral albedos of an alpine snowpack Cold Regions Science and Technology 4 121 127 1981 Grenfell T C S G Warren et P C Mullen Reflection of solar radiation by the Antarctic snow surface at ultraviolet visible and near infrared wavelengths Journal of Geophysical Research 99 D9 18 669 18 684 1994 Greuell W et J Oerlemans Sensitivity studies with mass balance model including temperature profile calculations inside the glacier Zeitschrift ftir Gletscherkunde und Glazialgeologie 22 2 101 124 1986 Greuell W W Knap et C Smeets Elevational changes in meteorological variables along a midlatitude glacier during summer Journal of Geophysical Research 102 D22 25941 25954 1997 Greuell W et R B hm 2 m temperatures along melting mid latitude glaciers and implications for the sensitivity of the mass balance to variations in temperature Journal of Glaciology 44 146 9 20 1998 Gubler H An inexpensive remote snow depth gauge based on ultrasonic wave reflection from the snow surface Journal of Glaciology 27 95 157 163 1981 Gurnell A M How many reservoirs An analysis of flow recessions from a glacier basin Journal of Glaciology 39 132 409 414 1993 Guyot G Climatologie de l environnement De la plante aux cosyst mes 1 ed 505 pp Masson Paris 1997
404. ower temperatures It is therefore probable that the night time precipitation on the glacier is slightly overestimated by the ultrasonic depth gauge compared to daytime precipitation Nevertheless below the snow line the Pv rain gauge recorded nocturnal precipitation comparable to the daytime precipitation Figure 5c 54 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE a 140 120 Q Cc O 5 80 5 TD Q DT w C lt lt 40 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 local time b N 25 N W WwW 4 20 S SW 8 3 5 55 5 Q or 8 n SE 10 E 0 N E 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 local time Figure 7 Hourly values of wind direction y axis in relation to the hour of the day x axis The curves represent the number of days out of the year a shows the values for the hydrological year 1999 2000 Each vertical represents 365 wind direction values b shows the wind direction only during precipitation for 1999 2000 During night time precipitation the wind close to the surface does not have a marked preferential direction Figure 7b The night time precipitation was associated with periods of bad weather which lasted for 1 or 2 successive weeks Figure 2 shows the alternation of periods of day long cloudy skies and periods of morning or day long clear skies during the wet season This alternation is related to the regional atmospheric circulation Aceituno and Montecinos 1993 m
405. ption 84 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE et de r mission ont lieu continiment sur toute l atmosph re mais ils sont plus importants dans les basses couches o les concentrations exprim es en g m d air en vapeur d eau et en dioxyde de carbone sont les plus fortes Comme la radiation solaire diffuse la radiation de grande longueur d onde incidente la surface peut tre consid r e comme isotrope en premi re approximation En r alit elle est maximale dans les zones proches de l horizon et minimale dans les zones la verticale du point concern Oke 1987 V 2 2 Les instruments de mesure Sur le glacier les flux radiatifs sont mesur s par des capteurs thermiques Le capteur constitu d une thermopile absorbe les radiations qu il re oit et les d grade en nergie thermique Cette derni re est convertie en signal lectrique Les radiom tres qui utilisent des capteurs thermiques sont class s en fonction de la grandeur mesurer et de l angle de vision Sur le glacier sont utilis s e Des pyranom tres ils mesurent le rayonnement d origine solaire qui provient de tout un h misph re 2 x sr Ils sont utilis s pour mesurer la radiation globale la radiation solaire r fl chie par le sol ainsi que la radiation solaire diffuse lorsqu ils sont associ s un anneau quatorial qui masque la radiation solaire directe e Des pyrg om tres ils mesurent la radiation de grande longueur d
406. que 4830 m d altitude figure III 1 Le torrent cette station draine un lac par lequel transite l eau de fonte du glacier du Zongo La hauteur d eau est scrut e toutes les 15 minutes par un capteur de pression SERPE La traduction de la hauteur d eau en d bit est faite par un d versoir en V calibr par jaugeages La pr cision en d bit est de l ordre de 10 dans le domaine 0 600 l s Caballero 2001 Malheureusement les lacunes du limnigraphe sont nombreuses et l ann e 1999 00 utilis e plus particuli rement dans cette th se a connu un mois et demi de lacunes en saison des pluies figure II 1 Le tableau II 3 d crit les sp cificit s des pluviom tres r partis dans le bassin versant Tous les pluviom tres sont mesur s par un observateur sauf P4830 qui est un pluviographe augets basculeurs non chauff Une couche d huile de 1 cm dans les pluviom tres totalisateurs lecture mensuelle est destin e limiter l vaporation Les erreurs de mesure du bilan de masse par les m thodes glaciologique et hydrologique sont examin es respectivement dans les chapitres IV 3 et IV 4 25 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES Tableau III 3 r seau pluviom trique du bassin versant du glacier Zongo Nom Altitude m Section cm Hauteur cm P riodicit des mesures P4750 4750 314 150 Jour 7h P8 4750 2000 100 Mois P4830 4830 730 180 Demi heure
407. que la r duction des pertes radiatives dans les concavit s par rapport aux convexit s de la surface favorise la formation de p nitents Les glaciers de la zone externe des tropiques sont caract ris s par une saisonnalit marqu e du bilan radiatif tellurique qui est contr l e par le flux incident En saison des pluies le bilan tellurique est presque nul En saison s che le bilan tellurique repr sente une forte perte d nergie maximale en journ e Le bilan RI r duit l nergie disponible pour la fusion en journ e de saison s che et peut contribuer l accumulation de frigories dans la glace ou la neige au cours des nuits stock de froid 163 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 3 Les flux turbulents V 3 1 Introduction Les flux turbulents de chaleur sensible et de chaleur latente sont dirig s par les gradients de temp rature et d humidit dans l air au voisinage de la surface et par la turbulence comme m canisme d change vertical Sur les glaciers ils sont g n ralement moins importants que les flux radiatifs Les tudes de la sensibilit des glaciers aux fluctuations climatiques s int ressent souvent aux flux turbulents car comme les flux radiatifs de grande longueur d onde ils sont directement reli s la temp rature Le flux de chaleur sensible est le plus souvent positif lorsque la surface est en fusion mais le flux de chaleur latente peut tre positif condensation ou n gatif sub
408. r 1980 Le couvert nuageux affecte l alb do de la neige par conversion de la radiation directe en radiation diffuse Puisque l angle z nithal effectif d un clairement purement diffus est de l ordre de 50 l interposition d une couche de nuage entre le soleil et la neige am ne une augmentation de l alb do pour des angles z nithaux solaires inf rieurs 50 et une diminution de l alb do pour des angles sup rieurs 50 Par ailleurs 25 30 de l nergie radiative solaire atteignant la surface par ciel clair se trouve entre 1 et 2 5 um alors que par ciel nuageux cette proportion tombe 6 Grenfell et Maykut 1977 Ainsi les nuages absorbent la m me radiation proche infrarouge que la glace absorberait laissant les longueurs d onde plus courtes atteindre la surface Ce d calage spectral tend augmenter l alb do de la neige V 2 4 c Cycles annuels de la radiation globale et de l alb do La figure V 7 et le tableau V 4 comparent la radiation globale mesur e sur le glacier avec la radiation solaire extraterrestre L clairement extraterrestre est maximum de novembre f vrier mais l amplitude des variations saisonni res est faible l amplitude annuelle des valeurs journali res repr sente 39 de la moyenne annuelle la latitude du glacier du Zongo 16 S contre 125 la latitude de 45 L att nuation de la radiation extraterrestre est principalement due aux nuages Dans une moind
409. r in a snow model Hydrological Processes 131761 1999 Goodison B E Ferguson H L et McKay G A Measurement and data analysis in Handbook of snow edit par Gray D M et Male D H pp 191 274 New York 1981 Goodison B E J R Metcalfe et R A Wilson development and performance of a canadian automatic snow depth sensor Proc WMO Technical Conference Leipzig German Democratic Republic 1 8 1988 Goodison B E P Y T Louie et D Yang WMO solid precipitation measurement intercomparison final report 67 World Meteorol Organ Geneva Switzerland 212 pp 1998 Grainger M E et H Lister Wind speed stability and eddy viscosity over melting ice surfaces Journal of Glaciology 6 43 101 127 1966 Granger R J et D H Male Melting of a prairie snowpack Journal of Applied Meteorology 17 12 1833 1842 1978 Granger R J et D M Gray A Net Radiation Model for Calculating Daily Snowmelt in Open Environments Nordic Hydrology 21 217 234 1990 317 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Grant L O et J O Rhea Elevation and meteorological controls on the density of new snow Adv Concepts Tech Study Snow Ice Resourc Interdiscip Symp U S Nat Acad Sci Washington D C 169 181 1974 Gray D M D I Norum et G E Dyck Densities of Prairie snowpacks Proc 38th Annu Meet West Snow Conf 24 30 1970 Grenfell T C et G A Maykut The optical properties of ice and sn
410. r 1972 128 164 1973 Kraus H An energy balance model for ablation in mountainous areas JAHS 104 74 82 1975 Krauss E B Secular changes of tropical rainfall regimes Quart J Roy Meteor Soc 81 198 210 1955 Kruss P D et S Hastenrath The role of radiation geometry in the climate response of Mount Kenya s glaciers Part I horizontal reference surfaces Journal of Climatology 7 493 505 1987 Kruss P D et S Hastenrath The role of radiation geometry in the climate response of Mount Kenya s glaciers Part 3 The latitude effect International Journal of Climatology 10 3 321 328 1990 Kuhn M L S Kundla et L A Stroschein The radiation budget at Plateau Station Antarctica 1966 67 Antarctica Research Series 25 41 73 1977 Kuhn M et L Siogas Spectroscopic studies at Mc Murdon South Pole and Siple station during the austral summer 1977 78 Antarctic Journal U S 13 178 179 1978 Kuhn M Die H he des Geschwindigkeitsmaimums in Gletscherwind als Parameter des Warmehaushalts Zentralanstalt fiir Meteorologie and Geodynamik in Wien 69 1 69 8 1978 Kuhn M On the computation of heat transfer coefficients from energy balance gradients on a glacier Journal of Glaciology 22 263 272 1979 Kuhn M Climate and glaciers Sea Level Ice and Climatic Change Proceedings of the Canberra Symposium Dec 1979 ZAHS 131 3 20 1980 Kuhn M Bidirectional reflectance of polar and alpine sno
411. r de la saison des pluies les nuages et les pr cipitations taient fr quents et les variations des flux radiatifs en particulier RI taient r duites figure VI 4 c Au cours de la saison s che 2000 la surface 5150 m tait recouverte de neige et l alb do s est maintenu lev Les variations de Rc sont rest es faibles alors que les variations de RI ont fortement augment lors des passages nuageux du mois de juin Les plus fortes contributions de Rc et de RI la corr lation entre T et R se produisent lors de l amor age de la saison des pluies et lors des pisodes de mauvais temps en saison s che figure VI 5 Les contributions de Rc et RI corr l es n gativement et d amplitudes similaires tendent se compenser tout au long de l ann e En raison d une variabilit plus grande du rayonnement solaire la contribution de Rc est plus forte que celle de RI entra nant une corr lation l g rement positive de la temp rature avec la radiation nette 218 MODELISATION DE LA FUSION e o 2 16 Rc L 1 2 S 0 8 0 4 2 0 08 12 RI 5 1 6 O 19 11 29 12 07 02 18 03 27 04 06 06 16 07 25 08 31 08 10 10 Figure VI 5 contributions des radiations tellurique Rc trait pais et solaire Rl trait fin la corr lation lin aire entre T et R quation VI 3 VI 2 4 Influence de l erreur de mesure Le
412. r du Zongo par forte couverture nuageuse et surestimer Df G lorsque G est proche de Rextra figure VI 8 Les mesures sont peu nombreuses et les incertitudes sur les mesures l ombre d un cran sont fortes ex Collares Pereira et Rabl 1979 par rapport aux faibles carts avec la param trisation de Hock 1998 Finalement on applique la param trisation de Hock sur le glacier du Zongo en consid rant que Df G tend vers 0 6 lorsque G Rextra tend vers 1 229 MODELISATION DE LA FUSION 0 8 0 6 Df G 0 4 0 2 0 0 2 04 06 0 8 1 G Rextra Figure VLS d pendance du rapport de l clairement diffus par la radiation globale Df G selon le rapport de la radiation globale par l clairement extraterrestre G Rextra La courbe est selon Hock 1998 Les points montrent les mesures a 5050 m du 25 au 30 juillet 2000 L clairement solaire direct Dr de la station est extrapol a l ensemble du glacier partir du calcul de l clairement solaire direct potentiel Ic de chaque maille prenant en compte la pente et l orientation locales de la surface ainsi que l att nuation de la radiation solaire par l atmosph re sans nuages estim 13 dans le chapitre V 2 4 Le rapport Dr Ic est le m me pour toutes les mailles car le couvert nuageux est consid r uniforme sur le glacier chapitre V 2 5 L clairement diffus est extrapol l ensemble du glacier en s parant la
413. r la fusion d une fine couche de neige La hauteur de neige rend l alb do d pendant de la fusion et des pr cipitations solides donc de l ensemble des flux d nergie Ce sch ma qui repr sente les processus r els de r troactions emp che le calage du param tre e ind pendamment du calcul des autres flux La nature physique du param tre e permet d en estimer la valeur partir des propri t s radiatives de la neige Selon Giddings et LaChapelle 1961 la r flectance de la neige dans le domaine spectral autour de 0 6 microm tre devient ind pendante de la hauteur de neige au dessus de 10 20 mm Par contre O Neil et Gray 1973 consid rent que la surface sous jacente affecte l alb do de surface quand la hauteur de neige est inf rieure 60 80 mm En consid rant l att nuation de la radiation solaire dans la neige comme une fonction exponentielle de la profondeur loi de Bourget Lambert le 239 MODELISATION DE LA FUSION coefficient d extinction varie selon le type de neige entre 0 07 cm Bergen 1971 et 1 5 cm Mellor 1965 correspondant l att nuation de 95 du rayonnement incident 43 cm et 2 cm de profondeur respectivement L influence de la surface sous jacente d pend en fait de l quivalent en eau et non de la hauteur de neige paragraphe V 2 4 b Elle d pend aussi de la concentration en poussi re chapitre V 2 4 b selon Warren et Wiscombe 1980 20 mm d qu
414. r la temp rature d mission est born e 0 C Cline et al 1998 repr sentent l augmentation de RIV due l mission des parois par une d croissance selon l altitude de 0 05 W m m entra nant une r duction de l clairement de grande longueur d onde d environ 30 W m sur les cr tes par rapport aux fonds de vall e 0 3 0 2 0 1 fr quence relative 0 5 0 6 0 7 0 8 0 9 1 Facteur de vue du ciel Vf Figure V 31 Histogramme des facteurs de vue du ciel des mailles de 20 x 20 m du glacier du Zongo 161 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Par ciel clair la variabilit spatiale de l clairement en grande longueur d onde est de l ordre de 20 30 au maximum Elle est contr l e par l mission du relief et affecte un peu moins de la moiti du glacier Les transferts radiatifs dans l air entre les parois et la surface r ceptrice sont faibles de l ordre de grandeur de l incertitude sur la mesure Seule une estimation grossi re de la variabilit spatiale de l clairement de grande longueur d onde peut tre faite ici car e on dispose d une seule station de mesure des flux de grande longueur d onde les mesures des bilanm tres ne semblent pas fiables chapitre V 2 3 e la temp rature des parois n est pas connue alors que l mission varie selon la puissance quatri me de la temp rature
415. r varie de 10 C alors que les autres variables climatiques ne sont pas corr l es et varient peu Ils en d duisent une d pendance de la sensibilit des capteurs inf rieure 0 54 C Ce chiffre est proche de la d pendance annonc e par la notice du CNRI 0 6 C Kipp amp Zonen 1995 Les autres notices ne pr cisent pas les sensibilit s thermiques La temp rature du corps de CNRI mais pas celle de la thermopile est mesur e par une thermistance Son amplitude nycth m rale en septembre 1999 est d une quinzaine de degr s Kelvin pouvant entrainer une variation de la sensibilit du capteur d une dizaine de La variation de la sensibilit du capteur avec la temp rature peut donc contribuer de fa on non n gligeable aux erreurs des bilanm tres et en particulier aux erreurs de Q7 observ es en milieu de journ e de beau temps Il est difficile d estimer les erreurs de NR lite car cet instrument n est compar qu Q7 dont l erreur est tr s forte en journ e La correction du signal de Q7 selon la r gression lin aire V 8 r duit peu les diff rences avec NR lite montrant i des fortes diff rences entre les signaux de NR lite et de CNRI ou et ii que la r gression linaire n est pas adapt e l limination des erreurs de Q7 L cart du NR lite au Q7 corrig montre que le d calage du z ro du NR lite par rapport au CNR1 est de l ordre d une vingtaine de W m tableau V 3 Le fort
416. rature en dessous de 50 cm se situe entre 10 et 40 cm figure V 37 c correspondant la situation moyenne de la couche chaude figure V 36 c 0 6 0 6 ae _ a hauteur du maximum b hauteur du minimum 0 5 0 5 o a 0 4 0 4 D 4 8 03 0 3 D 4 zl p 0 2 0 2 0 1 0 1 0 0 Ocm 10cm 30cm 40 cm 50 cm100 cm Ocm 10cm 30 cm 40 cm 50 cm100 cm CE c hauteur du maximum lt 100 cm ai d hauteur du minimum lt 100 cm 0 5 05 o a 0 4 0 4 g e 8 0 3 0 3 Cc 2 p 0 2 0 2 OT 0 1 0 0 Ocm 10cm 30cm 40 cm 50 cm Ocm 10cm 30 cm 40 cm 50 cm Figure V 37 histogrammes des hauteurs de la temp rature maximale a c et de la temp rature minimale b d des mesures en journ e 6h 18h Mesures toutes les 5 minutes du 1 juin au 30 juillet 2000 a b est pour les hauteurs 2 10 30 40 50 et 100 cm c d est pour les m mes hauteurs sans 100 cm Les profils d amplitude Tmax Tmin inf rieure 0 5 C ne sont pas consid r s Les hauteurs de la temp rature maximale varient beaucoup L instabilit thermique de la couche chaude telle qu elle appara t dans le profil moyen figure V 36 c n est pas une situation stationnaire gel e mais est le r sultat de mouve
417. rbulents 259 MODELISATION DE LA FUSION VL3 5 c Synth se La param trisation du facteur d mission de l atmosph re doit tre ajust e aux conditions sp cifiques de la haute altitude du glacier du Zongo Celles ci entra nent un contraste marqu de RW entre le faible clairement par ciel clair de saison s che et la forte augmentation de l clairement en pr sence des nuages de saison des pluies L quation cal e sur les mesures est e 177 b 4 RN 1 24 lt i an oT V1 26 o a 0 4 b 1 et n est index selon le rapport de la radiation solaire globale G sur la radiation solaire extraterrestre Rextra G n 1 3 1 4 VI 23 Rextra Les variations de RIV sont davantage contr l es par les variations du facteur d mission que par la temp rature d mission de l atmosph re Les variations du facteur d mission de l atmosph re sans nuages peuvent tre d crites par l humidit et la temp rature proximit du sol selon l quation de Brutsaert 1975 La pr cision du mod le est de l ordre de grandeur de l erreur sur la mesure environ 10 Par contre l augmentation de l clairement atmosph rique par les nuages est tr s mal simul e au pas horaire en raison de la difficult de quantifier le couvert nuageux en particulier la nuit A l chelle journali re mission des nuages est correctement simul e par une fonction lin aire de l att nuation atmosp
418. rdre de 20 W m figure VI 32 60 50 40 zW M 20 Figure VI 32 distribution de la radiation nette la surface du glacier du Zongo moyenne du 24 novembre 1999 au 2 f vrier 2000 sim 1 VI 3 8 a 4 Les zones de production d eau Les forts d bits de novembre a d cembre sont essentiellement caus s par la fusion de la glace dont le faible temps de r sidence entra ne un cycle diurne marqu du d bit mais aussi par la neige de la zone de n v qui produit un d bit de base important figure VI 33 0 5 04 J yh o oF zone de n v neige de la zone d ablation no 0 3 glace E a 0 2 D 0 1 PP TE aE ry gs SR RER RO OR F ae a N N N N N w w w w oO oO co N lt S N e N oO Lu N oO oO N O Figure VI 33 eau de fusion produite par la glace la neige de la zone d ablation et la neige de la zone de n v en amont de 5150 m Simulation de r f rence de sim1 275 MODELISATION DE LA FUSION A partir du mois de janvier la ligne de neige se maintient proximit du front figure VI 28 b et c et la glace ne produit plus d eau figure VI 33 La zone de n v produit constamment une grande quantit d eau environ 0 1 m s La fusion de la neige qui recouvre temporairement la zone d ablation augmente progressivement pour atteindre en fin de p riode sim1 une contribution au d bit simi
419. re du flux x atteint 60 de I cart type de ses variations observ es Les erreurs sur les flux radiatifs ont sans doute une faible influence sur les corr lations car ces flux sont mesur s directement et varient beaucoup chapitre V 2 5 Par contre les flux turbulents sont g n ralement faibles et l cart type des erreurs peut fr quemment d passer la moiti des cart types des flux chapitre V 3 4 r duisant les corr lations Ces calculs sont des simplifications car les erreurs ne sont pas ind pendantes des valeurs vraies Par mauvais temps surtout en saison des pluies les flux sont r duits et varient peu et les erreurs peuvent tre fortes cause du d p t de neige ou de la condensation sur les capteurs VI2 5 Conclusion Sur les glaciers des hautes et moyennes latitudes la temp rature est corr l e la fusion car le flux turbulent de chaleur sensible est fort et a une grande variabilit Dans les Andes boliviennes la temp rature n explique que moins de la moiti de la variance de la fusion ou du bilan d nergie Les corr lations sont mauvaises essentiellement car le flux de chaleur sensible est faible toute l ann e l altitude de l isotherme z ro varie peu le vent est faible et la densit de l air est faible tr s haute altitude chapitre V 5 Les erreurs de mesure des flux turbulents contribuent aussi r duire les corr lations Les corr lations entre la temp rature et le b
420. re mesure elle est aussi caus e par l interception du rayonnement incident par le relief quand le soleil est bas Les r flexions sur les pentes de neige peuvent accentuer la radiation globale L augmentation de la radiation extraterrestre en saison des pluies de d cembre a mars est compens e par l att nuation des nuages figure V 7 et le tableau V 4 En dehors des 102 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE fluctuations a court terme l clairement solaire varie peu au cours de l ann e En moyenne sur l ann e 1998 99 la radiation globale 5150 m tait de 193 W m 6086 MJ m Les nuages entra nent une r duction de l insolation potentielle de l ordre de 20 Le chapitre VI 3 5 examine les relations entre l att nuation du rayonnement solaire et le couvert nuageux Environ la moiti de l clairement solaire extraterrestre atteint la surface du glacier 5150 m tableau V4 Cette proportion est plus lev e que sur les montagnes des moyennes et hautes latitudes car la couche atmosph rique est r duite haute altitude et car le soleil est haut sous les tropiques donc peu souvent cach par le relief Dans les Alpes suisses 25 seulement de la radiation solaire extraterrestre annuelle atteint la surface du Morteratschgletscher 2104 m d altitude Oerlemans et Knap 1998 1000 80 L OL OL 0 6 vo se ZO LL_ 80 97 Figure V 7 mesures de la radiation glo
421. reas Proceedings of the Strbsk Pleso Workshop Czechoslovakia 347 354 1990 Larson L W et E L Peck Accuracy of precipitation measurement for hydrological modelling Water Resources Research 10 857 863 1974 Laumann T et N Reeh Sensitivity to climate change of the mass balance of glaciers in southern Norway Journal of Glaciology 39 133 656 665 1993 Laval K Hydrological Processes in GCMs in Land Surface Processes in Hydrology edit par Sorooshian S Gupta H V et Rodda J C pp 45 61 Berlin 1997 LeBaron B A W A Peterson et I Dirmhirn Corrections for diffuse irradiance measured with shadowbands Solar Energy 25 1 13 1980 Leblanc J M J E Sicart R Gallaire J P Chazarin P Ribstein B Pouyaud B Francou et H Baldivieso Mesures m t orologiques hydrologiques et glaciologiques ann e hydrologique 1997 98 1 IRD 100 pp 2000 Leblanc J M Dynamique de la couverture neigeuse dans les Andes Tropicales Vall e du Rio Zongo Bolivie m moire de DEA Universit Montpellier II 52 pp 2001 Lecorps D et M Sudul 10 years of snow depth measurement Workshop on Precipitation Measurements St Moritz 3 7 December 217 220 1989 Lehning M P Bartelt B Brown et C Fierz A physical SNOWPACK model for the Swiss Avalanche Warning Services Part III Meteorological Forcing and Overall Evaluation Journal of Glaciology 2001 soumis Lenters J D et K H Cook S
422. rfacique des flux radiatifs en se r f rant respectivement la source et la surface r ceptrice Ces densit s de flux 80 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE repr sentent l nergie totale mise ou re ue Les quantit s du tableau V 1 ont leur contrepartie se r f rant a la radiation monochromatique c est a dire a la radiation confin e un intervalle infinit simal de longueur d onde ou de fr quence Ce sont les quantit s spectrales ex clairement spectral existence spectrale Tableau V 1 d finitions des grandeurs nerg tiques radiatives OMM 1996 Quantit D finition Symbole Unit Radiation Energie lectromagn tique mise transf r e ou re ue Energie radiative Quantit d nergie transf r e par radiation U J Flux radiatif Puissance de transfert d nergie radiative P dU dt W Js Existence radiative Flux radiatif mis par un l ment de surface M dP dA W m densit de flux Eclairement radiatif Flux radiatif re u par un l ment de surface E dP dA W m densit de flux Intensit radiative Flux radiatif par unit d angle solide d une I dP dw W sr source dans une direction donn e Luminance Flux radiatif par unit d angle solide en un N d P dAcos0da W m sr point de la surface par unit d aire projet e de la surface Tout corps de temp rature sup rieure au z ro absolu met des o
423. rgie caus s par la percolation de Peau de fonte Au dessus de la surface R H et L ne d pendent pas de la hauteur en premi re approximation Sous la surface R et C d pendent de la profondeur R d cro t en intensit de fa on exponentielle avec la profondeur selon la loi d extinction de Lambert ex Mellor 1977 Warren 1982 Les flux H L et RI sont transform s en chaleur en surface Par contre la radiation de courte longueur d onde Rc p n tre dans la glace En z 0 Rio Re 1 11 Et selon II 1 et 11 6 Co H L RD L 12 Le flux de conduction de chaleur en surface provient des flux turbulents et de la radiation de grande longueur d onde Les quations 119 et IL10 montrent qu il n est pas n cessaire de consid rer en d tail les flux R et C en dessous de la surface si on conna t leurs effets int gr s dans la glace c est dire leurs effets sur le changement d nergie interne de la glace et sur l nergie de regel ou de fusion S 10 PROBLEMATIQUE 50cm Surface Hauteur O 0 Ri 50 cm Aux Figure II 3 sch ma des flux d nergie en surface du glacier en fusion R H L positif e Hypoth ses sur le glacier du Zongo L advection de chaleur avec le mouvement de la glace est n gligeable dans les glaciers temp r s Le flux g othermique et la friction de la glace la base du glacier entra nent une fusion n gligeable devant les flux en surf
424. ronment Workshop on Modeling of snow cover Runoff U S Army Cold Reg Res Lab Hanover N H 25 28 Sept 1978 179 204 1979 Obleitner F et J De Wolde On intercomparaison of instruments used within the Vatnaj kull glacio meteorological experiment Boundary Layer Meteorology 92 27 37 1999 Obleitner F The energy budget of snow and ice at Breidamerkurj kull Vatnaj kull Iceland Boundary Layer Meteorology 97 385 410 2000 326 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Oerlemans J et N C Hoogendoorn Mass balance gradients and climatic change Journal of Glaciology 35 121 399 405 1989 Oerlemans J The mass balance of the Greenland ice sheet sensitivity to climate change as revealed by energy balance modelling Holocene 1 1 40 49 1991 Oerlemans J Climate sensivity of glaciers in southern Norway application of an energy balance model to Nigardsbreen Hellstugubreen and Alfotbreen Journal of Glaciology 38 129 223 231 1992 Oerlemans J Modelling of glacier mass balance in Ice in the climate system edit par Peltier W R pp 101 116 Berlin 1993 Oerlemans J The atmospheric boundary layer over melting glaciers in Clear and Cloudy Boundary Layers 129 153 1998 Oerlemans J et W Knap A 1 year record of global radiation and albedo in the ablation zone of Morteratschgletscher Switzerland Journal of Glaciology 44 147 231 238 1998 Oerlemans J Analysis of a 3 year meteorological r
425. rs que le proche infrarouge est absorb par la vapeur d eau contenue dans les basses couches Le facteur d mission radiative de l atmosph re est faible haute altitude car ce sont les basses couches de l atmosph re concentrant la vapeur d eau et le dioxyde de carbone qui mettent le plus chapitre V 2 5 La temp rature de fusion de la glace diminue tr s peu avec la baisse de la pression environ 8 10 C par bar entra nant une variation n gligeable de l mission radiative du glacier en fusion La diminution de la densit de l air modifie le flux turbulent de chaleur sensible haute altitude un m me volume d air peut transporter moins de chaleur chapitre V 3 A pression de vapeur constante le rapport de la densit de l air humide sur la densit de 202 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Pair sec diminue quand la pression diminue ex Brutsaert 1982 p 38 Queney 1974 p 116 L air humide est donc plus l ger haute altitude modifiant la stabilit de l air 203 204 MODELISATION DE LA FUSION Bon d accord l ordinateur a compris mais moi j aimerais bien comprendre aussi Eug ne Wigner prix Nobel de physique en 1963 VI MODELISATION DE LA FUSION VI 1 Introduction sur les mod les Les mod les sont consid r s comme des repr sentations simplifi es de la r alit Un mod le hydrologique a des quations parfois de type statistique parfois de type lo
426. rs were positioned During continuous measurements over long periods of time it is safer to check the correct position of horizontally placed sensors Geometrical considerations allow linking the true surface albedo a true to the albedo measured with instruments placed horizontally a meas Given this type of relation and knowing a priori true and meas Mannstein 1985 calculated an effective slope and an effective aspect of the snow surface under the sensors The author estimated o true from measurements on overcast days Yet cloud absorption of the incident solar radiation in the near infrared wavebands results in a substantial increase in the snow albedo compared to a cloudless sky Warren 1982 The steep surface slope of 27 obtained by Mannstein 1985 can be explained by his not taking into account this spectral shift effect Estimating the mean slope and aspect angles of the surface a relation between a true and a meas allows for correcting the albedo measurements This method implies the hypothesis of a plane surface In the literature the method for estimating average angles is generally not detailed and the contribution of the surface roughness is rarely discussed Here we apply the correction of albedo measurements proposed by Grenfell et al 1994 taking into account the combinations of slope and aspect of the surface elements in the sensors field of view As stated by Mannstein 1985 the effective inclination and azi
427. rt que le vent diurne L amplitude nycth m rale la plus forte environ 1 m s est en saison s che En saison des pluies le vent de vall e cause un maximum de vent diurne en d but d apr s midi 3 ss saison s che 2 5 a 4 annuel See ee tel oO gt 15 D L i Le O saison des pluies E 4 0 5 SO AS DE A ER LEA A A TO ol 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 0 heure locale Figure V 39 moyennes demi horaires de la vitesse du vent mesur e 180 cm de hauteur par la SMA2 5150 m sur l ann e 1999 2000 De haut en bas courbe plus points montre les moyennes de saison s che courbe montre les moyennes annuelles et courbe plus triangles montrent les moyennes de saison des pluies En surface du glacier le vent est le plus fort en saison s che essentiellement cause du fort et continu vent de glacier par ciel non nuageux C est aussi la saison o les for ages synoptiques sont les plus forts en raison de la proximit des flux d ouest chapitre II 3 Au cours des nuits couvertes de saison des pluies les pertes radiatives de la surface sont att nu es r duisant le vent catabatique Par contre la circulation thermique locale est maximale en saison des pluies entrainant une augmentation de la vitesse du vent de vall e en d but d apr s midi V 3 4 c 2 Le vent de glacier Le vent de glacier fr quent sur le glacier du Zongo est caract ris par un maximum quelques m
428. rutsaert W Evaporation into the atmosphere theory History and Applications 1 ed 299 pp Kluwer Dordrecht 1982 Caballero Y Mod lisation des coulements d origine pluvio nivo glaciaire en contexte de haute montagne tropicale th se de doctorat Universit de Montpellier II 198 pp 2001 Campbell Scientific 05103 5 Wind Monitor 12 pp 1993 Campbell Scientific UDGO1 Ultrasonic Depth Gauge User Guide 17 pp 1993 Campbell Scientific O7 Net Radiometer User Guide 11 pp 1994 Campbell Scientific NR Lite Net radiometer User Guide 12 pp 1998 Campbell Scientific HMP45C Temperature and Relative Humidity Probe 10 pp 1998 Carlson R W T Arakelian et W D Smythe Spectral reflectance of Antarctic snow Ground truth and spacecraft measurements Antarctic Journal U S 27 296 298 1992 Carroll J J et B W Fitch Effects of solar elevation and cloudiness on snow albedo at the South Pole Journal of Geophysical Research 86 5271 5276 1981 de la Casini re A C Heat exchange over a melting snow surface Journal of Glaciology 13 67 55 72 1974 Chylek P V Ramaswamy et V Srivastava Albedo of soot contaminated snow Journal of Geophysical Research 88 10 837 10 843 1983 Cline D W Effect of Seasonality of Snow Accumulation and Melt on Snow Surface Energy Exchanges at a Continental Alpine Site Journal of Applied Meteorology 36 32 1997 Cline D W R C Bales et J Dozier
429. s entre les flux d nergie en surface du glacier et la temp rature de lair sur et hors du glacier Cf texte pour la notation Moyenne 2 6 MJm j 1 3 MJm j 0 7 MIm j 1 9 MJm j 1 5 C 1 5 C 2 9 C Ecart type 3 5 MJm j7 1 5MJm j 0 7MJm7j7 3 8MJm7j7 20 C 1 6 C 16 C r R L H B Tg bas Tg haut T4750 R 1 00 0 13 0 33 0 94 0 27 0 34 0 49 L 1 00 0 49 0 19 0 36 0 20 0 02 H 1 00 0 30 0 08 0 38 0 40 B 1 00 0 41 0 46 0 55 Tg bas 1 00 0 81 0 66 Tg haut 1 00 0 80 T4750 1 00 non significativement diff rent de 0 au seuil de 5 Tableau VI 2 matrice des coefficients de corr lation du 1 novembre 1997 au 31 mars 1998 119 donn es entre les flux d nergie en surface du glacier et la temp rature de lair sur et hors du glacier Cf texte pour la notation Moyenne 4 5 MJm j 0 3 MJm j 0 6MJm7j 48MJm_j 1 0 C 0 3 C 3 7 C Ecart type 4 8 MJm j 0 5MJm j 0 8 MIm j 4 8 MJm j 1 0 C 14 C 13 C r R L H B Tg bas Tg haut T4750 R 1 00 0 18 0 17 0 99 0 55 0 40 0 59 L 1 00 0 75 0 18 0 16 0 02 0 26 H 1 00 0 24 0 36 0 34 0 47 B 1 00 0 58 0 45 0 63 Tg bas 1 00 0 62 0 88 Tg haut 1 00 0 62 T4750 1 00 non significativement diff rent de 0 au seuil de 5 Les corr lations entre les flux d nergie et les temp ratures sont l g rement meilleures
430. s affecte RIV en surface travers la fen tre atmosph rique 257 MODELISATION DE LA FUSION Or les dim res compos es de deux mol cules de vapeur d eau li es par un pont d hydrog ne absorbent et mettent dans ce domaine spectral Kimball et al 1982 Ainsi la contribution des nuages RIV en surface augmente avec le facteur de transmission de l air dans la fen tre atmosph rique et donc avec la s cheresse de l air haute altitude En moyennes journali res la n bulosit explique environ 60 des variations de l mission des nuages H 1 F n quation VI 24 tableau VI 8 Comme Bintanja et Van Den Broeke 1996 et Ohmura 1981 on observe une d pendance lin aire de RIV selon n F n 1 an Les valeurs du param tre a 0 4 obtenues sont presque deux fois sup rieures aux valeurs les plus fortes propos es dans la litt rature correspondant aux cumulus et au brouillard de l ordre de 0 20 0 25 La forte valeur du param tre a repr sente la forte augmentation de RW par les nuages dans l atmosph re s che de haute altitude En raison de la forte influence des nuages le calcul de RW est tr s sensible aux param tres de la fonction F n repr sentant l mission des nuages mais aussi la param trisation de la n bulosit selon l att nuation solaire quation VI 23 Apr s calage de l mission des nuages la simulation du facteur d mission atmosph rique reproduit les variatio
431. s at Vernagtfener Oetztal Alps Zeitschrift fiir Gletscherkunde und Glazialgeologie 21 397 402 1985 Field R T L J Fritschen E T Kanemasu E A Smith J B Steward S B Verma et W P Kustas Calibration comparison and correction of net radiation instruments used during FIFE Journal of Geophysical Research 97 18681 18695 1992 Flohn H Contribution to a comparative meteorology of mountain areas in Arctic and Alpine Environments edit par Ives J D et Barry R G pp 55 71 Methuen London 1974 Francou B et L Pizarro El Nino y la sequia en los altos Andes centrales Peru y Bolivia Bulletin de l institut fran ais d tudes andines 14 2 1 18 1985 Francou B P Ribstein R Saravia et E Tiriau Monthly balance and water discharge of an intertropical glacier Zongo Glacier Cordillera Real Bolivia 16 S Journal of Glaciology 41 137 61 67 1995 Francou B P Ribstein et B Pouyaud La fonte des glaciers tropicaux La Recherche 302 34 37 1997 Frohlich C Changes of total solar irradiance Geophysical Monograph 75 15 123 129 1993 Fujita K et Y Ageta Effect of summer accumulation on glacier mass balance on the Tibetan Plateau revealed by mass balance model Journal of Glaciology 46 153 244 252 2000 Funk J P Improved polyethylene shielded net radiometer J Sci Instrum 36 267 270 1959 316 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Funk M R Morelli et W Stahel
432. s d observation m t orologiques 6 ed 480 pp Secr tariat de l Organisation m t orologique mondiale Gen ve 1996 Paltridge G W Day time long wave radiation from the sky O J R Meteorol Soc 96 645 653 1970 327 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Paltridge G W et C M R Platt Radiative Processes in Meteorology and Climatology 1 ed 318 pp Elsevier scientific publishing company Amsterdam 1976 Paterson W S B The physics of glaciers 3 ed 480 pp Pergamon New York 1994 Perrin de Brichambeau C Rayonnement solaire et changes radiatifs naturels m thodes actinom triques 1 ed 300 pp Gauthier Villars Paris 1963 Perrin C Vers une am lioration d un mod le global pluie d bit au travers d une approche comparative th se de doctorat Institut National Polytechnique de Grenoble 530 pp 2000 Philipona R C Fr hlich et Ch Betz Characterization of pyrgeometers and the accuracy of atmospheric long wave radiation measurements Applied Optics 34 9 1598 1605 1995 Platt C M Some observations of the climate of Lewis Glacier Mount Kenya during the rainy season Journal of Glaciology 6 44 267 287 1966 Pliiss C The Energy Balance Over an Alpine Snowcover th se de doctorat Department of Geography ETH Z rich 115 pp 1997 Poggi A Evolution de la neige d pos e moyenne altitude 412 Facult des sciences Universit de Grenoble 38 pp 1966 Pog
433. s erreurs de mesures provoquent une diminution des coefficients de corr lation Si on d signe par x et y les valeurs vraies par x et y les variables observ es et par x et y les erreurs de mesure on a x x x ety yty VI 4 En supposant que les erreurs de mesure sont ind pendantes entre elles et ind pendantes des valeurs vraies la relation entre le coefficient de corr lation vrai r relatif aux valeurs vraies et le coefficient de corr lation r relatif aux valeurs observ es s crit Dagnelie 1975 p 310 r VLS On consid re la corr lation entre la temp rature et un flux d nergie y On peut supposer que pour la temp rature la variation de l erreur de mesure est n gligeable par rapport la variabilit mesur e paragraphe V 3 4 b En notant Y S S l quation VLS s crit maintenant Lens VL6 r Ce qui est l quation d un cercle de rayon 1 figure VI 6 alors que la d croissance de l cart expliqu r r est parabolique 1 Y7 219 MODELISATION DE LA FUSION 0 8 r r 04 0 2 0 0 02 0 4 06 08 1 Y Figure VI 6 diminution relative du coefficient de corr lation r r selon le rapport des cart types des erreurs sur les mesures Y quation VI 6 Ainsi le coefficient de corr lation r T x est r duit de 20 baisse de 36 des carts expliqu s lorsque l cart type de l erreur sur la mesu
434. s et glaciologiques ann e hydrologique 1994 95 49 ORSTOM 82 pp 1995 Wagnon P P Ribstein T Schuler et B Francou Flow separation on Zongo glacier Cordillera Real Bolivia Hydrological Processes 12 1911 1926 1998 Wagnon P Analyse du bilan d nergie d un glacier tropical application la relation glacier climat th se de doctorat Laboratoire de Glaciologie et Geophysique de l Environnement Universit Joseph Fourier Grenoble I 199 pp 1999 Wagnon P P Ribstein B Francou et B Pouyaud Annual cycle of energy balance of Zongo Glacier Cordillera Real Bolivia Journal of Geophysical Research 104 D4 3907 3923 1999 Wagnon P P Ribstein B Francou et J E Sicart Anomalous heat and mass budget of Zongo Glacier Bolivia during the 1997 98 El Nino year Journal of Glaciology 47 156 21 28 2001 Wagnon P J E Sicart E Berthier et J P Chazarin High altitude surface energy balance of a Bolivian glacier Illimani Journal of Geophysical Research 2002 soumis Warren S G et W J Wiscombe A Model for the Spectral Albedo of Snow Il Snow Containing Atmospheric Aerosols Journal of Atmospheric Science 37 2734 2745 1980 Warren S G Optical properties of snow Reviews of Geophysics and Space Physics 20 1 67 89 1982 Warren S G Impurities in snow Effects on albedo and snowmelt review Annals of Glaciology 5 177 179 1984 Warren S G T C Grenfell et P C Mu
435. s glaciers tropicaux ce qui rend probl matique l utilisation de mod les degr jour Le flux de chaleur sensible est toujours faible en raison du faible vent des faibles variations thermiques et de la faible densit de l air haute altitude Ce sont les flux radiatifs mal corr l s la temp rature qui dominent l intensit et la variabilit du bilan d nergie alors que sur les glaciers des plus hautes latitudes la chaleur sensible joue un r le cl dans la variabilit de la fusion La simulation du d bit de fonte avec le mod le de bilan d nergie distribu de Hock 1998 permet une meilleure compr hension des processus de fusion Le d bit de fonte reste lev en saison des pluies suite l alternance de la fusion de la glace par rayonnement solaire lors des p riodes de beau temps avec la fusion de la neige par rayonnement thermique lors des p riodes nuageuses amenant les pr cipitations En saison s che le d bit est r duit essentiellement par les pertes radiatives thermiques en journ e et le refroidissement du glacier la nuit mais aussi par les pertes d nergie dues la sublimation ii ABSTRACT This study deals with the mass balance and melt discharge of an Andean tropical glacier the Zongo glacier Bolivia 16 S 68 W 2 4 km 6000 4850 m a s 1 The year is marked by a dry season in austral winter and a wet season in summer One important peculiarity of tropical glaciers is that bot
436. s m ts et les ombres de la station m t orologique mais aussi les ventuelles traces laiss es dans la neige par les op rateurs peuvent entrer dans les champs vus par les radiom tres h misph riques Selon l quation V 7 les perturbations en surface de rayon inf rieur 0 1 z affectent les mesures de moins de 1 Il est important de positionner le radiom tre suffisamment haut les notices conseillent une hauteur d au moins 1 5 m alors que sur le glacier du Zongo les capteurs sont plac s un m tre du sol J ai v rifi que les mesures d alb do n taient pas modifi es aux heures de passage des op rateurs lors des visites sur le terrain V 2 3 c Comparaisons entre trois bilanm tres e M thode Du 8 au 23 juillet 1999 la SMAI a t plac e proximit de la SMA2 5150m d altitude ce qui permet une comparaison entre les mesures de la radiation nette par deux instruments diff rents le Q7 et le CNR1 Sur le m me site le bilanm tre Q7 de SMA2 a t compar a un bilanm tre NR lite du 8 au 15 septembre 1999 Les p riodes de pr cipitation ont t limin es Les instruments ont t orient s pour que les mesures ne soient perturb es ni par les mats des stations ni par leur ombre La radiation nette de SMAI est obtenue par addition des quatre flux radiation de courte et de grande longueur d onde incidente mise et r fl chie par la surface mesur s par les 89 ETUDE DES FLUX DU
437. s niet es ab bs d teste tte 164 V 3 2 La couche limite atmosph rique au dessus des glaciers 165 V 3 2 a La convection turbulente 165 V 3 2 b La couche limite atmosph rique 167 V 3 2 c Les interactions sur les glaciers 168 V 3 3 M thodes de mesure des flux turbulents 170 V 3 3 a La m thode de corr lation turbulente 170 V 3 3 b M thodes bas es sur la mesure des profils moyens 171 V 3 3 b 1 Les coefficients d change turbulent 171 V 3 3 b 2 Les profils logarithmiques 172 V 3 3 b 3 Effets de la stabilit 174 V 3 3 b 4 Les hauteurs de rugosit 175 V 3 4 Observations sur le glacier du Zongo 176 V 3 4 a La m thode de calcul des flux 176 V 3 4 b Temp rature et humidit de l air 178 V 3 4 b 1 Pr cision de la mesure 178 V 34 b 2 Observations et cons quences de la couche chaude 185 V 34 b 3 Variations selon l altitude 188 V 3 4 c Vitesse et direction du vent 188 V 3 4 c 1 Cycles diurnes et saisonniers
438. s not precisely known the most reliable method for determining the daily albedo value is to observe the measurements around solar noon Another approach is to make measurements under overcast sky in which case the errors in the tilt of the sensors have less effect on the albedo measurements However to take into account the spectral shift effect of clouds Warren 1982 measurements would need to be done spectrally so that clear sky albedo can be estimated by computation On each of the sites the corrections of the slope effect do not alter the parallelism between the diurnal changes of the albedo within a wide range of values from 0 3 to 0 8 After correction the diurnal changes in the albedo are reduced and a symmetrical change centered on a minimum at solar noon can be observed The state of the snow transformation does not seem to have an influence on the diurnal changes of albedo Here we examined measurements during the dry season during which the fusion rates are low Wagnon et al 1999 Now that the sources of interpretation errors on the albedo 134 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE fluctuations can be corrected a study of the climatic parameters controlling the fluctuations of the surface reflectivity of the Zongo Glacier during the different seasonal cycles can be undertaken Acknowledgements This glaciological program is supported by L Institut de Recherche pour le D veloppement IRD ex ORSTOM We are grateful f
439. s over one hour 9 33 47 11 8 760 data For the level of sensitivity we chose to detect in 90 of cases the snowfall events larger than 1 cm The means over three measurements must therefore be considered n 3 The measurements are spaced at 30 minute intervals and three consecutive measurements are included in a 1 hour interval 80 of the variation in height over one hour period are less than the errors on the measurement Table II Thus the differences between 3 consecutive measurements generally characterize only the error on the measurement which can be reduced by the calculation of their mean The variations in height should be detected over a time interval sufficiently long to detect the true height changes during the snowfall and sufficiently short to detect snowfall before melting begins In the valley downhill from the glacier the Pv rain gauge measurements showed that precipitation generally lasted half a day During field visits we generally observed that the bad weather arrived at the end of the morning and lasted until nightfall A compromise was obtained with a 3 hour time step Thus the method consists of comparing means of 3 consecutive measurements spread over the hour at 3 hour intervals so as to detect changes in height over 1 cm Solid precipitation was obtained by retaining only the decreases in the distance between the sensor and the surface To convert the solid precipitation in water equ
440. s paragraphes pr c dents les flux RW et RIT sont les mesures 5050 m consid r es uniformes sur tout le glacier On examine ici l influence de la param trisation de RN paragraphe VI 3 5 sur le d bit de saison des pluies lorsque l mission des nuages est maximale chapitre V 2 5 RIV est index selon la pression de vapeur e la temp rature de l air T et la n bulosit n d duite de l att nuation journali re du rayonnement solaire extraterrestre quations VI 23 et VI 26 le paragraphe VI 3 5 c r sume la m thode de calcul La n bulosit est consid r e comme une constante au cours des cycles nycth m raux Les variations spatiales de RIV sont index es selon le facteur de vue du ciel quations V 11 Lorsque la fusion est nulle la temp rature de surface To intervenant dans RIT et les flux turbulents est diminu e par it ration partir de 0 C jusqu annuler le bilan d nergie paragraphe VI 3 5 b La figure VI 37 montre que les param trisations de RNY changent peu le d bit en saison des pluies Le d bit est le plus sensible aux flux radiatifs thermiques la fin du mois de janvier lorsque qu une part importante de l nergie de fusion provient de RW figure VI 31 Le calcul de RW cause une baisse de la fusion entra nant un accord l g rement meilleur avec le d bit mesur que lorsque RI est mesur simulation de r f rence Les diff rences faibles avec la simulation de r f re
441. saison s che figure V 42 b tableau V 8 La sublimation est maximale les journ es de saison s che car l air est sec et le vent est fort Le vent est maximum les nuits de saison s che mais les flux turbulents sont r duits en raison de la forte stratification de l air entra nant une faible relation entre le vent et les flux en valeurs horaires figure V 43 b La relation en moyenne journali re entre le vent et les flux turbulents n est pas une relation de cause a effet directe et peut induire des erreurs d interpr tation 1 0 43 tableau V 8 200 200 100 100 400 100 _ 200 200 300 300 RS 400 fi ey TITI a b 0 2 4 6 0 4 8 12 16 e hPa u m s Figures V 43 somme des flux turbulents de chaleur sensible et de chaleur latente H L selon la pression de vapeur a et selon la vitesse du vent b Moyennes demi horaires a 5050 m juin 2000 Lorsque la temp rature positive augmente au dessus de la surface 0 C l augmentation du flux de chaleur sensible est att nu e par l accentuation de la stabilit de lair La r troaction n gative de la stabilit sur l augmentation du flux de chaleur sensible entra ne une relation non lin aire des flux avec la temp rature Par ailleurs l erreur al atoire sur les mesures r duit les corr lations Les flux turbulents constituent un terme petit r sultant d une diff rence entre deux quanti
442. seulement des mouvements verticaux le maximum de pr cipitations est proche de la base du nuage o la taille et le nombre des gouttes sont maximum avant l intervention de l vaporation Dans les nuages de type cumulonimbus avec de forts mouvements ascendants les gouttes tendent tre soulev es et la zone de pr cipitations maximales peut m me se trouver au dessus de la base des nuages Barry 1992 A nsi les pr cipitations peuvent atteindre un maximum sur les flancs des montagnes l altitude des nuages en particulier dans les tropiques o les pr cipitations sont g n ralement d origine convective ex Geiger 1966 p 398 Hastenrath 1967 Dingman 1994 p 96 Flohn 1974 consid re que les pr cipitations au sommet des montagnes tropicales de plus de 3000 m d altitude ne sont plus que 10 30 du maximum e Comparaison des pluviom tres Les pluviom tres r partis dans le bassin versant du glacier du Zongo enregistrent une pr cipitation annuelle de l ordre de 800 mm d eau par an figures III 1 et IV 1 tableau II 3 Aucune relation entre la pr cipitation annuelle et l altitude n appara t dans la figure IV 1 Afin d identifier les causes des diff rences les pluviom tres sont compar s deux deux par r gression lin aire Les tableaux IV 1 et IV 2 montrent les coefficients de d termination et de r gression ainsi que les ordonn es l origine des r gressions sur les huit mois les plus pluvie
443. sit horaire des chutes de neige Ps Aa Cy Ps VI 16 ou cy h mm d eau est un coefficient de proportionnalit empirique En consid rant qu partir de 20 mm d quivalent en eau l alb do ne d pend plus de la surface sous jacente paragraphe VI 3 4 b 3 et qu une chute de neige de 20 mm d quivalent en eau par heure sur la glace am ne une augmentation de l alb do de 0 5 on a cp 0 025 h mm d eau La valeur de cp obtenue est proche de la valeur appliqu e par Hock 1998 0 02 h mm d eau La figure VI 13 permet de comparer les mesures de chutes de neige et d alb do lors d une semaine de septembre 1999 Selon les augmentations de l alb do du 14 au 15 et du 15 au 16 septembre dues des pr cipitations d environ 40 et 20 mm d eau par jour respectivement le coefficient cp est de l ordre de 0 5 10 10 h mm d eau soit de l ordre de grandeur de la valeur de Hock 1998 Des tentatives ont t effectu es pour relier les augmentations de l alb do aux chutes de neige horaires sur l ensemble d une ann e Or en raison des erreurs sur la mesure des pr cipitations et de l alb do lors des pr cipitations les pr cipitations sont aussi souvent reli es des baisses qu des augmentations de l alb do figure VI 14 Finalement on choisit d appliquer l quation VI 16 avec cp gal 0 02 h mm d eau 241 MODELISATION DE LA FUSION alb do c
444. son bulk Bilan radiatif de courte longueur d onde Radiation de courte longueur d onde incident descendant oc W m Tonnes de glace par an W m W m W m Jkg K man m s Wm 1 m s J kg W m J kg J kg W m W m m ou mm d eau an mm d eau h Wm Sans dimension W m W m Notations Rect Radiation de courte longueur d onde r fl chie par la surface Wm Re Nombre de Reynolds Sans dimension Rextra Eclairement solaire sur une surface horizontale la distance W m moyenne terre soleil et sans att nuation de l atmosph re Rextra d pend de la latitude et de la longitude du lieu et du jour et de l heure RH Humidit relative R Vecteur de flux radiatif W m Rio Bilan radiatif juste sous la surface W m RI Bilan radiatif de grande longueur d onde W m RIT Existence en radiation tellurique de la surface W m RW Radiation de grande longueur d onde incident descendant Wm RW Radiation de grande longueur d onde provenant du ciel W m RW Radiation de grande longueur d onde mise par les parois W m Rn Radiation nette W m S Int gration des sources de chaleur dans la glace de la surface W m la profondeur z Se Part de la surface du bassin versant occup e par le glacier SMA Station m t orologique automatique So Source de chaleur dans la glace neige W m Sx Ecart type de la variable x Unit de x To Temp rature de la surfac
445. son s che 0 C en saison des pluies Alors que la valeur du bilan RI est domin e par les pertes radiatives RI lt 0 les fluctuations de RI sont contr l es par la radiation incidente dont l amplitude des 151 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE variations est quatre fois sup rieure celle de l mission tableau V 5 figure V 25 En particulier le bilan RI augmente avec les nuages en raison d une forte augmentation du flux incident 340 320 Ali re 5 A de 3 280 f t g 8 0 260 3 12 2 240 oO z 220 5 200 emi 2 180 amp TD 160 20 D 9 4 E 20 All gl 2 40 will a 5 60 hy j oO 80 e 5 400 LL LE 120 rl yy de 08 09 10 11 12 01 02 03 04 05 06 07 08 09 mois Figure V 25 moyennes journali res des flux radiatifs de grande longueur d onde 5050 m sur l ann e 1999 00 Le graphe du haut repr sente l clairement atmosph rique trait fin et l existence radiative de la surface trait gras L axe des ordonn es de droite montre la temp rature de surface d duite de RIT Le graphe du bas montre le bilan de grande longueur d onde et sa moyenne mobile glissante sur 31 jours En saison des pluies l clairement atmosph rique est toujours fort en raison de la forte humidit de l atmosph re et des fr quents nuages En saison s che
446. ssant fortement le rayonnement solaire l augmentation de l clairement thermique peut compenser et m me d passer la r duction de l clairement solaire ex Konzelmann et Ohmura 1995 Bintanja et Van den Broeke 1996 ce que Ambach 1974 nomme le paradoxe radiatif L augmentation de la radiation nette par les nuages est favoris e par un fort alb do de surface une faible paisseur optique des nuages i e un facteur de transmission du 261 MODELISATION DE LA FUSION rayonnement solaire lev et un fort facteur d mission des nuages en rayonnement thermique Le chapitre VI 3 5 a tabli les param trisations des facteurs de transmission du rayonnement solaire et d mission en radiation thermique atmosph riques selon la n bulosit n quations VI 22 et VI 26 respectivement permettant d crire la radiation nette R selon R R Rc Rextra 0 9 0 7 n 1 a as 1 0 4 n oT 6 8 Tf VI 27 o Rextra est l clairement solaire extraterrestre W m n est la n bulosit en dixi me a est l alb do de la surface ac est le facteur d mission du ciel clair o est la constante de Stefan Botlzman W m K Ta est la temp rature de Pair K e est le facteur d mission de la glace et T est la temp rature de la surface K En consid rant le glacier en fusion 0 C et en n gligeant les variations du facteur d mission du ciel clair a devant les variations
447. sse Flux vertical de conduction de chaleur dans la neige glace Vecteur de flux de conduction de chaleur dans la glace neige Flux de conduction de chaleur en surface Chaleur sp cifique de l air pression constante D bit annuel du torrent missaire Coefficient bulk d change turbulent de chaleur latente Eclairement solaire diffux Coefficient bulk d change turbulent de chaleur sensible Coefficient bulk d change turbulent de quantit de mouvement Eclairement solaire direct Altitude de la ligne d quilibre Equilibrium Line Altitude Radiation solaire globale Flux turbulent de chaleur sensible Constante solaire Zone de convergence intertropicale Inter Tropical Convergence Zone Temps de r sidence moyen Coefficient de diffusion turbulente de chaleur latente Conductivit thermique de la glace Coefficient de diffusion turbulente de chaleur sensible Coefficient de diffusion turbulente de quantit de mouvement Conductivit thermique de la neige Flux turbulent de chaleur latente Longueur de Monin Obukhov Chaleur latente de fusion de la glace Eclairement thermique atmosph rique par ciel clair Chaleur latente de sublimation de la glace Chaleur latente de vaporisation de l eau liquide Flux vertical de la quantit de mouvement horizontale Flux d nergie apport par les pr cipitations Pr cipitation annuelle Intensit horaire des chutes de neige Radiation nette Nombre de Richard
448. ssin versant du glacier en relation avec le contexte climatique Les pr cipitations interviennent directement dans la INTRODUCTION m thode hydrologique qui est compar e a la m thode glaciologique afin d identifier les sources d erreurs sur le calcul du bilan de masse L objectif de la partie V est d identifier les variables climatiques qui contr lent les flux d nergie afin de d velopper des param trisations applicables en chaque point du glacier La partie VI discute des conditions d applications de deux mod les de fusion glaciaire le mod le statistique degr jour reliant la fusion la somme des temp ratures positives et le mod le de bilan d nergie distribu d velopp par Hock 1998 sur le Storglaci ren en Su de Enfin la partie VII pr sente une synth se du cycle annuel de la fusion du glacier qui s appuie sur l analyse des flux d nergie et sur les r sultats de mod lisation PROBLEMATIQUE Il PROBLEMATIQUE Cette partie pose les principales hypoth ses de travail et d finit l quation du bilan d nergie en surface du glacier qui contr le la fusion et le d bit du torrent missaire du glacier L ann e hydrologique est compt e partir du 1 septembre La figure II 1 montre l volution du d bit journalier du torrent missaire du bassin versant au cours de l ann e 1999 2000 en relation avec les pr cipitations et la temp rature de l air proximit du
449. st appliqu au dernier maximum glaciaire ex Kull et Grosjean 2000 Les chapitres VI 2 et VI 3 examinent les conditions d application sur le glacier du Zongo des mod les degr jour et de bilan d nergie respectivement Plut t qu outil de pr vision la mod lisation est consid r e comme un outil d analyse l objectif n tant pas un accord num rique parfait avec les observations les param tres ne sont pas syst matiquement cal s pour minimiser les erreurs de simulation ex Greuell et Oerlemans 1986 L accent est mis sur l examen des hypoth ses que sous tend chaque mod le Les param tres et les quations des mod les sont d termin s autant que possible partir des caract ristiques observables du fonctionnement nerg tique du glacier avant la simulation de l ensemble des processus VI 2 La temp rature de Pair et les mod les degr jour VI 2 1 Introduction La temp rature de l air est une mesure de l nergie interne de l air dans des conditions fix es de pression et d humidit Elle est reli e de nombreux flux d nergie en surface du glacier Le flux de chaleur sensible d pend directement de la temp rature L humidit de l air contr lant le flux de chaleur latente est limit e par l humidit saturante qui est une fonction de la temp rature L att nuation de la convection turbulente par la stabilit de l air augmente avec les temp ratures positives La
450. st 2000 Local time is shown on the x axis and the day of the year is shown on the y axis The contours show the global radiation values in watts per square meter 2 2 Measuring instruments 2 2 1 The ultrasonic depth gauge Since September 1998 changes in the height of the glacier s surface at 5150 m a s l have been measured by an ultrasonic depth gauge Campbell UDG01 The sensor is attached 1 meter above the surface to a construction drilled into the ice The measurement of the depth gauge is based on a multiple echo process measurement of the time it takes for the pulse to return whose cycle is completed in a few seconds The depth gauge records the accumulation of snow the decrease in the distance between the sensor and the surface or the melting of ice and the melting or the packing of snow the increase in the distance between the sensor and the surface Table I summarizes the characteristics of the depth gauge provided by the manufacturer Campbell Scientific 1993 The term discontinuity module refers to the minimal difference between two different results in other words the difference between 45 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE two consecutive marks in the graduation of the measuring instrument Neuilly and CETAMA 1998 p 305 The parallelism with the surface and the height of the sensor are adjusted every two weeks during field visits We have never observed rime obstructing the sensor During the two year periods 1
451. stitut Zurich 126 pp 1998 Hock R A distributed temperature index ice and snow melt model including potential direct solar radiation Journal of Glaciology 45 149 101 111 1999 Hock R et H Jensen Application of kriging interpolation for glacier mass balance computations Geografiska Annaler 81A 4 611 619 1999 319 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Hogg I G G J G Paren et R J Timmis Summer heat and ice balances on Hodges Glacier South Georgia Falklands Islands Dependencies Journal of Glaciology 28 99 221 238 1982 Hoinkes H C Measurements of ablation and heat balance on alpine glaciers Journal of Glaciology 2 17 497 501 1955a Hoinkes H C Beitr ge zur Kenntnis des Gletscherwindes Arch Meteorol Geophys Bioklimatol Ser B 6 36 53 1955b Hoinkes H C Studies of solar radiation and albedo in the Antarctic Arch Meteorol Geophys Bioklimatol B10 175 181 1961 Hope G S J A Peter I Allison et U Radok The equatorial glaciers of New Guinea The results of the 1971 1973 Australian Universities Expeditions to Irian Jaya survey glaciology meteorology biology and paleoenvironments 1 ed 244 pp Balkema Rotterdam 1976 Hubley R C Measurements of diurnal variations in snow albedo on Lemon Creek Glacier Alaska Journal of Glaciology 2 18 560 563 1954 Idso S B et R D Jackson Thermal radiation from the atmosphere Journal of Geophysical Research
452. strument pression de vapeur constante la diminution de la pression atmosph rique entra ne une augmentation de l cart de densit entre l air sec et l air humide Il est important d examiner l influence de la haute altitude sur les flux mais aussi sur les m thodes de mesure Nous y reviendrons dans le paragraphe V 5 184 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 34 b 2 Observations et cons quences de la couche chaude La couche chaude a une forte incidence sur la m thode de calcul des flux turbulents Un maximum de temp rature proximit des surfaces de neige ou de glace a t observ par conditions de forte insolation un fort alb do est favorable de faible change de chaleur sensible et de faible vent ex de la Casini re 1974 Martin 1975 Halberstam et Schieldge 1981 Male et Granger 1981 Meesters et al 1997 Les sources d nergie cit es sont l advection d air chaud et l absorption de la radiation solaire par la vapeur d eau ou par les a rosols Selon Meesters et al 1997 il est peu probable que l nergie provienne des flux radiatifs telluriques car une couche de surface humide sous un ciel clair favorise les conditions de divergence plut t que de convergence de ces flux Wagnon 1999 p 87 a illustr la couche chaude par l volution du profil de la temp rature entre la surface et 1 m de hauteur au cours d une journ e type le 3 mars 1997 Il a aussi m
453. sur des surfaces verticales d orientations vari es Platt 1966 a galement conduit des mesures des flux d nergie a la surface du glacier Lewis montrant que la radiation est le terme pr pond rant dans le bilan et que la sublimation de la glace est importante Hastenrath et Kruss ont tudi les causes de recul des glaciers tropicaux au cours du vingti me si cle en utilisant un mod le de simulation de la radiation solaire incidente Kruss et Hastenrath 1987 Hastenrath et Kruss 1988 Kruss et Hastenrath 1990 En synth se de ces tudes Hastenrath et Kruss 1992 montrent que les reculs de 1899 1963 des glaciers du mont Kenya taient li s l exposition au rayonnement solaire Par contre entre 1963 et 1987 les reculs des 11 glaciers du massif ont t identiques sans relation avec l exposition sugg rant un for age autre que la radiation solaire Selon une tude de sensibilit du bilan d nergie le recul r cent serait d une l g re augmentation de l humidit atmosph rique entra nant de la chaleur de condensation et un fort rayonnement thermique atmosph rique Cette augmentation d humidit dans la troposph re moyenne serait li e une intensification de l effet de serre Par la m me m thode Hastenrath et Ames 1995 montrent que le recul du glacier Yanamarey au Perou entre 1977 et 1988 pourrait tre d une augmentation du couvert 31 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTER
454. sur la glace en fusion entra nent des variations fortes et rapides de l alb do entre 0 25 et 0 70 figure VI 11 Il est n cessaire de tenir compte de l acc l ration de la d croissance de l alb do lorsque la neige est peu paisse figure VI 10 Oerlemans et Knap 1998 simulent la d croissance de l alb do de la neige vers l alb do de la glace par une exponentielle index e selon la hauteur de neige au pas journalier tableau VI 5 L influence de la glace sous jacente est proportionn e une hauteur de neige critique d 32 mm de neige La vitesse de d croissance est nulle lorsque l paisseur de neige est grande puis tend vers 1 d lorsque la hauteur de neige tend vers 0 Or cette limite de la vitesse de variation de l alb do n est pas justifi e figure VI 10 On choisit de param triser l alb do des fines couches de neige selon une polynomiale de l quivalent en eau de la couche de neige e qui am ne une vitesse de d croissance infinie quand l paisseur de neige tend vers z ro Q Qneige T Oglace O neige 1 e e VI 15 ou l alb do de la neige Oneige a t calcul selon l quation VI 11 Ogiace est Palb do de la glace 0 35 et e est un param tre d chelle de l quivalent en eau On fixe k 3 ce qui donne une augmentation de vitesse avec la fusion de la neige en puissance quatri me de e 238 MODELISATION DE LA FUSION La figure VI 12 a illustre la sim
455. sur le glacier entra nant une faible fusion figure VI 38 La variabilit du bilan d nergie est surtout contr l e par les flux radiatifs qui dominent les flux turbulents 286 MODELISATION DE LA FUSION Malgr la forte augmentation de RIV par les nuages de saison s che chapitre V 2 5 c les conditions d alb do sur le glacier en juillet 1999 entra nent une r duction syst matique du bilan d nergie de l ensemble du glacier lors des passages nuageux de saison s che paragraphe VI 3 6 figure VI 42 Ainsi suite aux passages nuageux et aux rares chutes de neige qui provoquent une augmentation de l alb do le bilan d nergie varie en journ e entre des valeurs n gatives et positives Les erreurs sur RI et surtout sur les flux turbulents entra nent une erreur relative consid rable sur les faibles valeurs du bilan d nergie m 250 150 Z 50 o 350 eg 1 c amp 250 150 2 E 150 x 50 50 ee aa ie ee ot NN MOM MOM MO rT tT LD LD O OO OO ON rR NN O SS gt gt SS ES gt DS So Z R K S O S NN DMN GOA AU NNN AN e r r rere r NO e A OTN AO TN OTN ODO THN OY Figure VI 42 flux radiatifs de courte longueur d onde courbe bleue et de grande longueur d onde courbe rouge et somme des flux turbulents H L courbe noire La courbe du haut en noir repr sente le bilan des
456. sus des surfaces glaciaires L incertitude g n ralement annonc e est de quelques dixi mes de degr s en temp rature et de quelques pourcents en humidit relative tendant augmenter vers la saturation tableau V 6 Tableau V 6 pr cisions des capteurs de type Vaisala pour les mesures de l humidit et de la temp rature de l air R f rences Pr cision en Pr cision en Notes temp rature humidit relative Campbell Scientific 1998 0 2 C 2 de0 90 Notice du capteur 3 de 90 100 Guyot 1997 1 de0 80 3 de 80 100 Obleitner et De Wolde 1999 0 2 C 4 Glacier islandais ventil Marks et Dozier 1992 0 3 C 4 Neige non ventil Konzelmann et al 1994 3 de 0 90 Calotte groenlandaise 5 de 90 100 ventil 179 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE e La temp rature La moyenne et l cart type des diff rences de temp rature entre le Vaisala et le psychrom tre sont respectivement de 0 9 C et de 0 33 C figure V 33 a Quand la radiation solaire est forte la surestimation de la temp rature par le Vaisala non ventil entraine des diff rences de plusieurs degr s figure V 33 b Les deux s ries sont bien corr l es 1 0 95 et la diff rence entre les deux capteurs provient essentiellement d un d calage du z ro erreur syst matique a b Vaisala psychro C Vaisala psychro C
457. t en rayonnement de grande longueur d onde est lev e la glace et surtout la neige conduisent mal la chaleur e L quation du bilan d nergie L quation du bilan d nergie a la surface de glace ou de neige s crit comme une application de la loi de conservation de l nergie sur les composantes verticales des flux en surface ex Kraus 1973 R B H L P 0 I 1 R 1 a G RW RIT 1 2 o R est la radiation nette G est la radiation solaire globale a est l alb do de la surface RW et RIT sont respectivement la radiation de grande longueur d onde incidente et mise par la surface B est le flux total sous la surface incluant la fusion H et L sont respectivement les flux turbulents de chaleur sensible et de chaleur latente et P est l nergie apport e par les pr cipitations notations p ii Suivant M ller et Keeler 1969 on n glige l nergie m canique apport e par la friction du ruissellement de l eau de fonte et les perturbations anthropiques cultural disturbances PROBLEMATIQUE Les flux ont la dimension d nergie par unit de surface et de temps et sont compt s positifs lorsqu ils sont dirig s vers la surface Les composantes verticales ou plut t les composantes perpendiculaires la surface sont les seules prises en compte dans le bilan d nergie car les flux horizontaux ne transportent pas d nergie vers la surface Les flux sont examin s ici en situa
458. t lev e mais la tendance est faible c L exc s de Q7 par rapport CNRI s accentue pour les fortes radiations d La figure V 3 a montre que les signaux des deux instruments sont bien corr l s malgr l talement des diff rences pour les fortes valeurs CNRI 0 97 Q7 12 6 r 0 97 n 655 Les diff rences entre les deux capteurs sont essentiellement dues un d calage de V 9 l chelle de mesure d une dizaine de W m ex figure V 2 b correspondant l ordonn e l origine de la r gression lin aire de CNR1 en Q7 erreur syst matique En particulier les diff rences sont pratiquement constantes la nuit tableau V 3 cumul Q7 CNR1 MJ m2 200 150 100 50 Q7 CNR1 W m2 200 200 a L 1450 150 L 100 E 100 o l 50 50 i Z Wy ty Lo Q 0 N ili o E L 50 50 ea r r 100 100 8 10 12 14 16 18 20 22 24 jour 200 c 150 100 Q7 CNR1 W m2 O1 oO 0 20 40 60 80 100 humidit relative b 1 2 3 4 5 6 7 vent m s d 100 0 100 200 300 400 Q7 W m Figure V 2 comparaison des mesures demi horaires des bilanm tres O7 et CNRI du 8 au 24 juillet 1999 Sur a est repr sent e le cumul des diff rences en MJ m axe Y de gauche trait gras Les tirets de a axe Y de droite et les points des figures b c et d repr sentent les diff rences des puissances entr
459. t s de m me ordre de grandeur associ es de fortes erreurs L erreur sur le bilan est sans doute consid rable L importance de H par rapport L est li e au rapport Zor Zoq fix 1 Or contrairement Zo la valeur de zor ne peut tre cal e sur des mesures de flux 197 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE V 3 5 Conclusions sur les flux turbulents Les flux turbulents d pendent surtout du vent puis de l humidit et de la temp rature Le r gime de vent est marqu par l alternance du vent de vall e en journ e et du vent de glacier la nuit L importance du vent de vall e est r duite en saison s che La convection turbulente forc e est maximale par vent de glacier de saison s che Les variations en intensit du vent de glacier sont essentiellement li es aux nuages qui compensent les pertes radiatives nocturnes de la surface Le vent de vall e doit causer un effet de bord prononc car environ un tiers de la zone d ablation est situ e moins de 100 m des bords L influence des effets de bords sur le bilan d nergie du glacier n est sans doute pas n gligeable mais ne peut tre quantifi e tant que les mesures sont effectu es au centre du glacier Le vent n est jamais tr s fort lt 5 m s 1 et en moyenne journali re il tend augmenter vers le bas du glacier par les effets cumul s des deux r gimes de vent La variabilit spatiale de l humidit de lair est faible par rapport l erreur s
460. t 8 m de hauteur Sur le m me site la hauteur du maximum de vent est inf rieure 13 m pour 77 des mesures pr sent es par Denby et Greuell 2000 La hauteur du maximum du vent catabatique sur le glacier du Zongo 2 4 km 3 km de long est certainement inf rieure 2 ou 3 m La figure V 40 montre que pour environ 15 des mesures de nuit la hauteur du maximum de vent est inf rieure 2 m Denby et Greuell 2000 estiment que l paisseur de la couche de surface est de 50 cm lorsque le vent maximum est 5 m de hauteur La m thode des profils entre 30 et 180 cm est donc mal adapt e aux mesures nocturnes Les flux turbulents sont faibles la nuit en raison de la forte stabilit thermique de l air et on peut supposer que l erreur a une faible incidence sur les bilans annuels Le vent de glacier entra ne aussi une forte r duction de la couche de surface les journ es de saison s che Contrairement l influence de la couche chaude l erreur sur les flux peut tre forte lorsque la convection turbulente est favoris e par de forts vents de glacier V 3 4 c 3 Variations de la vitesse du vent selon l altitude L intensit du vent de glacier d pend de la diff rence de temp rature entre l atmosph re et la surface entra nant une diminution du vent avec l altitude de la pente locale et de la distance au sommet L influence des interactions dynamiques passives entre l air et la surface paragraphe
461. t humides chapitre II 3 En d but d ann e hydrologique le cycle diurne marqu de la fusion de la glace est caract ristique de la fusion par rayonnement solaire et du faible temps d coulement de l eau de fonte jusqu l exutoire Lorsque les chutes de neige sont fr quentes une part importante du d bit provient de la fusion de la neige qui recouvre temporairement la zone d ablation Le cycle diurne est att nu par la contribution du rayonnement thermique la fusion et par le d lai d coulement dans la neige 301 SYNTHESE DU CYCLE ANNUEL La fusion de neige en zone d accumulation peut fournir beaucoup d eau tout au long de la p riode d ablation contribuant a un fort d bit de base Une forte chute de neige recouvrant tout le glacier l poque la plus froide de l ann e juin provoque une diminution brutale du d bit par effet d alb do Au cours de la saison s che de juin ao t le d bit reste faible en raison surtout des pertes radiatives thermiques de la surface en journ e et du fort refroidissement nocturne du glacier mais aussi en raison de la sublimation de la glace Les deux premiers facteurs sont dus la faible mission thermique de l atmosph re non nuageuse rar fi e tr s haute altitude L augmentation de la sublimation est caus e par un ass chement de l air et surtout par l augmentation du vent catabatique lorsque le ciel est clair Les diff rences de propri
462. t solaire Les six thermocouples ont t calibr s dans un m lange d eau et de glace 0 C avant et apr s l exp rience Les figures V 36 a b et c montrent les profils moyens obtenus la nuit la journ e et en d but d apr s midi respectivement Le gradient thermique entre la surface et 1 m de 185 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE hauteur est positif profil stable et environ deux fois plus fort la nuit moyenne 2 8 C m cart type 1 8 C m que la journ e moyenne 1 2 C m cart type 1 7 C m La cause de la temp rature trop lev e 2 cm de hauteur est inconnue et peut tre li e a de l accumulation de neige sur le capteur pr s du sol figure V 36 a En journ e le profil stable est interrompu par des temp ratures lev es vers 30 40 cm de hauteur figure V 36 b en raison d un maximum marqu de la temp rature environ 0 4 C apparaissant en d but d apr s midi figure V 36 c Le profil nocturne confirme que le z ro du capteur 30 cm n est pas d cal par rapport aux autres capteurs m a nuit b jour c 12h 15h 60 40 at hauteur cm 0 5 45 4 35 3 25 16 1 2 08 04 0 02 04 0 6 08 1 12 temp rature C temp rature C temp rature C Figure V 36 profils des temp ratures moyennes entre la surface et 1 m de hauteur 5150 m du 1 juin au 31 juillet 20
463. tations n augmentent pas avec l altitude dans le bassin versant paragraphe IV 2 2 mais peut aussi provenir d une fusion non n gligeable haute altitude En effet lors des deux ann es les plus d ficitaires 1991 92 b 90 cm d eau tableau II 2 et 1997 98 b 200cm d eau le bilan d accumulation tait m me inf rieur aux pr cipitations 4750 m Lors des visites sur le terrain 5550 m au cours de l ann e 1997 98 nous avons effectivement observ une forte fusion haute altitude Par contre le fort d ficit du carottage 5700 m au cours de l ann e de bilan quilibr 1993 94 provient sans doute d une erreur de mesure avec le carotteur SIPRE Snow Ice and Permafrost Research Establishment con u par le Cold Regions Research Laboratory et fabriqu par le Laboratoire de Glaciologie et G ophysique de l Environnement L absence de mesure de l accumulation interne c est dire du regel de l eau de fonte ayant percol en dessous du n v de l ann e entra ne une sous estimation de l accumulation Lliboutry et Echevin 1975 L influence de l erreur sur le bilan de masse est difficile estimer et d pend des sites elle est de l ordre de quelques centim tres d eau par an selon Cogley et Adams 1998 Cette erreur peut contribuer expliquer la faible accumulation mesur e sur le glacier du Zongo par rapport aux pluies 4750 m de nombreuses couches de regel sont observ
464. the albedo Figure 6b bottom Figure 6c shows the sensitivity of the corrections to variations of the slope value of one standard deviation 3 0 at AWS1 and 1 4 at AWS2 from the mean value At both sites a variation of a few degrees from the mean slope value causes large differences in the correction 0 9 0 8 ES AWS1 o 07 4 T 2 w 0 6 4 0 5 4 0 4 r r r r r r r r 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 a local time 0 9 0 8 g p _ oe 2 t e 0 7 J S P E 6 pe 3 Le Fes gf fae Maer T 06 tis Peace ot e os 66 0 4 i 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 5 local time 0 9 0 8 4 Te oO ge Sige D o 071 B S 5 Le 3 a SHhtttsts J eae ik e 0 6 ag are s ae 2 5 eo e 0 5 Een si ee oe 0 4 i 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 c local time Figure 6 Sensitivity study on the measurements on May 30 2000 In each panel the top bottom curves show the values at AWS1 AWS2 a b c Dashed lines show 133 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE uncorrected albedo measurements and dots plus dashed lines show corrected albedo based on the mean slope value and the mean aspect value Figure 6a compares the corrected albedo based on the distribution of slopes and aspects of the pixels solid lines to the corrected albedo based on the mean slope value and the mean aspect value dots plus dashed lines Figure 6b shows a sensitivity study of the correction
465. thode des profils est appliqu e entre la surface et 30 cm en raison d une anomalie thermique 35 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES nomm e couche chaude observ e quelques dizaines de centim tres de hauteur La correction en stabilit de l air est calcul e selon la th orie de similitude de Monin Obukhov Les hauteurs de rugosit de la surface sont cal es sur des mesures directes de la sublimation de la glace ou de la neige par pes e de lysim tres e Principaux r sultats Le bilan d nergie du glacier 5150 m a pour caract ristiques tableau II 5 La radiation nette R est la source principale d nergie Les fluctuations de R sont contr l es par l alb do de surface Tout au long de l ann e le flux turbulent de chaleur sensible est une source d nergie H gt 0 H reste faible toute l ann e en raison de la faible variabilit de l altitude de l isotherme 0 C L air sec de saison s che cause une sublimation importante de la glace jusqu quelques millim tres d eau par jour consommant beaucoup d nergie sans grande perte de masse Sur l ann e 1996 97 la sublimation L a repr sent environ 15 de la perte en masse a 5150 m Confirmant une des hypoth ses de Kaser 1990 Wagnon 1999 met en vidence le r le de l humidit de lair dans la saisonnalit de la fusion la forte sublimation de saison s che r duit la fusion alors qu
466. timation des plus forts clairements probablement li e une mauvaise repr sentation de l mission des nuages nocturnes Les relations obtenues entre la n bulosit et l clairement solaire d une part et avec l clairement thermique d autre part permettent de param triser l effet des nuages sur la 297 MODELISATION DE LA FUSION radiation nette La radiation nette tend 4 augmenter avec le couvert nuageux paradoxe radiatif seulement lorsque l alb do de surface est lev sup rieur 0 85 en raison de la faible transmission du rayonnement solaire par les nuages convectifs de saison des pluies et de la modification de l alb do par les nuages La d pendance de la radiation selon le couvert nuageux est importante car elle permet de simuler la sensibilit du d bit aux variations de la n bulosit et de sa r partition dans l ann e Les conditions de saison des pluies surface toujours en fusion et bilan d nergie largement domin par les flux radiatifs permettent de simuler correctement le d bit de fonte avec le mod le de Hock 1998 int grant les param trisations des flux adapt es au glacier du Zongo Le mod le permet en particulier une bonne repr sentation de la distribution de l clairement solaire Rc la surface du glacier L alb do est une variable cl car les erreurs de calcul m me faibles ont une grande incidence sur la fusion par effet de r troaction positive
467. tion I 3 s crit flux dirig s vers le bas compt s positifs d piciTi dRi dC pici T _dRi dC dt dz dz L quation II 4 peut tre int gr e de la surface la profondeur z o les flux d nergie So 1 4 sont tous nuls 2 d pici Ti a z FH dz 0 Ri o Co f So dz LS Le syst me est d compos en deux zones ex Obled and Rosse 1977 une couche superficielle de profondeur z o s effectuent les transferts d nergie PROBLEMATIQUE le manteau neigeux ou la glace de glacier qui soit est isotherme la temp rature de fusion glacier temp r soit accumule des frigories L nergie juste sous la surface provient de la radiation et de la conduction de chaleur B Rio C II 6 On note So dz S 11 7 De 11 5 11 6 et IL 7 on obtient pe pee L a 11 8 L quation I 8 donne l explication de B la composante verticale du flux total sous la surface repr sente le changement d nergie interne de la glace et l nergie de changement de phase gel S positif fusion S n gatif De II 1 et II 8 on obtient Ee s H4 L 0 11 9 0 dt En r gime permanent on a R S H L 0 11 10 A cause du cycle diurne des flux d nergie le r gime permanent n est qu une approximation Kuhn 1987 La figure II 3 repr sente les flux pour la surface en fusion et le bilan R H L positif Le sch ma ne prend pas en compte les changes d ne
468. tion The slight heteroscedasticity of the relation between the sensors outputs Figure 2c which is to say the errors do not all have common variance gave in the regression a strong weight to the highest values but its effect remained low 1200 1000 800 600 400 SW inc Kipp W m SW reflec Kipp W m 200 0 400 800 1200 id 300 Toi a SW inc SP1110 W m b SW reflec SP1110 W m z E 5 oO Z H a 2 2 x A go 5 amp A b 0 400 800 1200 0 400 800 1200 SW reflec SP1110 W m2 c SW inc SP1110 W m d retlec Vm Figure 2 A comparison of data from the SP1110 and from the Kipp and Zonen pyranometers Each dot represents a half hourly mean value Period July 8 23 1999 Measurements during snowfall periods were eliminated a c Incident radiation measurements b d Reflected radiation measurements Figure 2a and 2b show solar radiation measured by the Kipp and Zonen sensor versus that measured by the SP1110 sensor c d Differences between radiation measurements from both sensors versus the output from SP1110 sensor According to the manufacturers and the comparison between the sensors outputs the accuracy of albedo measurements is roughly da meas _ dSWinc dSWrefl a meas SWinc SWrefl 10 1 where SWinc and SWrefl are the incident and reflected solar irradiance respectively 127 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE T
469. tion globale par ciel clair L examen des caract ristiques de la radiation globale par ciel clair permet i de distinguer les journ es de ciel clair pour l tude des variations de l alb do paragraphe V 2 4 f ii de d terminer le facteur de transmission solaire de l atmosph re au dessus du glacier paragraphe VI 3 4 a iii d identifier les facteurs de variation spatiale de la radiation globale V 2 4 e 1 Solstices A la latitude du glacier 16 15 S le soleil est au nord toute la journ e du 21 Mars au 21 septembre La p riode interm diaire au cours de laquelle le soleil passe au z nith deux fois par jour dure environ 40 jours Tout au long de l ann e le soleil atteint son l vation diurne maximale entre 12h25 et 12h40 heures locales Le lever de soleil est entre 6h et 7h et le coucher de soleil est entre 18h et 19h Le jour le plus court de l ann e est le 22 juin 113 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE Les conditions de rayonnement solaire les plus contrast es sont rencontr es aux solstices On examine les cycles de la radiation globale et de l angle z nithal solaire au cours de deux journ es de ciel clair proches des solstices le 12 d cembre 1998 et le 22 juin 1999 figure V 12 a et b respectivement 90 lt 1400 80 N a solstice d t d cembre je er L 1200 D 1000 8 oO 800 F O 600 S c 400 g g 200
470. tion sans pr cipitations P 0 On consid re que les flux R H et L ne varient pas avec la hauteur dans les deux premiers m tres L hypoth se de flux constant est valide au vue de la pr cision de la mesure des flux et est n cessaire car R H et L ne peuvent pas tre mesur s directement la surface Cette hypoth se implique une hauteur d au moins 2 m de la couche de surface i e de la r gion pleinement turbulente o les flux d nergie turbulente verticaux H et L ne se distinguent pas beaucoup de leur valeur en surface Brutsaert 1982 p 54 B est la composante verticale du flux d nergie totale juste en dessous de la surface Ce terme qui inclut la fusion n cessite des explications Le bilan d nergie d un volume de glace s crit ARE Rik ChE Ss 11 3 dt o p est la masse volumique c est la chaleur sp cifique T est la temp rature t est le temps R est le vecteur de flux radiatif C est le vecteur de flux de conduction de la chaleur et S est la source de chaleur dans la glace Pour un solide opaque le terme de divergence de l quation II 3 se r duit div C Or la glace laisse passer la radiation solaire environ 20 cm de neige ou 185 cm de glace sont n cessaires pour absorber 99 du rayonnement solaire incident Lliboutry 1964 p 341 Les changements de phase provoquent un flux S positif gel ou n gatif fusion Dans l hypoth se d homog n it horizontale l qua
471. tional Journal of Climatology 16 1281 1296 1996 Bintanja R S Jonsson et W Knap The annual cycle of the surface energy balance of Antarctic blue ice Journal of Geophysical Research 102 1862 1881 1997 Bintanja R et C H Reijmer Meteorological conditions over Antarctic blue ice areas and their influence on the local surface mass balance Journal of Glaciology 47 156 37 50 2001 Bl schl G The influence of uncertainty in air temperature and albedo on snowmelt Nordic Hydrology 22 95 108 1991 Bohren C F et B R Barkstrom Theory of the Optical Properties of Snow Journal of Geophysical Research 79 30 4527 4535 1974 Bossolasco M et I Dagnino Densit de la neige et temp rature de l air La m t o 4 45 46 207 211 1957 Braithwaite R J On glacier energy balance ablation and air temperature Journal of Glaciology 27 97 381 391 1981 Braithwaite R J et O B Olesen Response of the energy balance on the margin of the Greenland ice sheet to temperature changes Journal of Glaciology 36 123 217 221 1990 Braithwaite R J Aerodynamic stability and turbulent sensible heat flux over a melting ice surface the Greenland ice sheet Journal of Glaciology 41 139 562 571 1995a Braithwaite R J Positive degree day factors for ablation on the Greenland ice sheet studied by energy balance modelling Journal of Glaciology 41 137 153 160 1995b Braithwaite R J T Konzelm
472. tions des pentes et des orientations des l ments de surface vus par le capteur h misph rique Lors de l installation progressive de la saison des pluies de septembre d cembre l alb do en zone d ablation varie continuellement entre 0 2 et 0 9 d un jour sur l autre 144 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE suite aux chutes de neige recouvrant temporairement la surface de glace en fusion En saison des pluies la neige se maintient bas en altitude et l alb do 5150 m reste sup rieur 0 55 La saison s che est une p riode de faible ablation interrompue par de rares v nements de pr cipitations L alb do de la neige diminue lentement vers l alb do du n v Des mesures de r flectances spectrales ont mis en vidence l effet des poussi res dans la neige sur la diminution de l alb do visible Dans la zone externe des tropiques les sources de poussi res sont proches des glaciers et les pr cipitations sont assez faibles nulles m me plusieurs mois par an entra nant sans doute une forte concentration d impuret s la surface des glaciers En saison s che les variations diurnes de l alb do par ciel clair sont li es au cycle de l angle z nithal solaire En saison des pluies l alb do est contr l par la transformation rapide de la neige en fusion d croissance de l alb do et par les nuages l g re augmentation de l alb do Les erreurs de mesure de l alb do so
473. tre faux 298 MODELISATION DE LA FUSION Le mod le apporte finalement peu de connaissance sur l importance de chacune des causes de la faible fusion en saison s che limite gr sil neige basse en altitude sublimation de la glace d ficit radiatif thermique en journ e et stock de froid nocturne L nergie consomm e en journ e pour compenser le stock de froid nocturne suffit expliquer les faibles d bits de saison s che Le stock de froid peut tre estim partir de la diff rence entre l mission thermique de la surface et la somme des flux incidents en surface La m thode est n anmoins limit e par l erreur sur les flux turbulents La validation des calculs du stock de froid n cessiterait des mesures du profil de temp rature dans les premiers centim tres de glace ce qui est tr s difficile L interpr tation des succ s mais aussi des erreurs de mod lisation a permis une meilleure compr hension des processus de fusion du glacier du Zongo Il est essentiel de valider diff rentes variables en sortie du mod le telles que la position de la ligne de neige ou l alb do diff rentes altitudes afin d identifier les biais qui peuvent se compenser et conduire une simulation correcte du d bit pour de mauvaises raisons Les r sultats des simulations ont t valu s visuellement Les crit res de Nash Sutcliffe sont m diocres de l ordre de 0 5 signifiant que l erreur relative du m
474. ts Zurich 1 3 April 73 79 1985 Mellor M Some optical properties of snow Proc Int Symp on Scientific Aspects of Snow and Ice Avalanches Davos Switzerland 128 140 1965 Mellor M Engineering Properties of Snow Journal of Glaciology 19 81 15 99 1977 Mermier M et B Seguin Comment on On a derivable formula for long wave radiation from clear skies by W Brutsaert Water Resources Research 12 1327 1328 1976 Mondet J Etude des param tres de surface de la calotte polaire antarctique dans les domaines spectraux du visible et du proche infrarouge partir des donn es de l instrument de t l d tection POLDER th se de doctorat Laboratoire de Glaciologie et Geophysique de l Environnement Universit Joseph Fourier Grenoble I 251 pp 1999 Monin A S et A M Obukhov Basic laws of turbulent mixing in the ground layer of the atmosphere 77 Geofiz Instit Akad Nauk S S S R 24 151 164 187 1954 325 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Moore R D On the Use of Bulk Aerodynamic Formulae Over Melting Snow Nordic Hydrology 14 4 193 206 1983 Morris E M Turbulent transfer over snow and ice Journal of Hydrology 105 205 223 1989 Morris E M et R J Harding Parameterization of turbulent transfers between glaciers and the atmosphere JAHS 208 543 549 1991 Morris E M Surface ablation rates on Moraine Corrie Glacier Antactica Global Planetary Change 22 1 4 221 231 1999 Mukam
475. tsaert 1975 Eac 1 24 e T R sultat de calculs th oriques d int gration du facteur d mission dans l atmosph re standard Satterlund 1979 Eac 1 08 l exp e Adapt e aux temp ratures n gatives Idso 1981 Eac 0 70 5 95 10 e exp 1500 T Courbe ajust e a des calculs th oriques e en kPa On compare sur le glacier du Zongo l quation physique tr s utilis e de Brutsaert 1975 avec l quation de Satterlund 1979 qui est adapt e aux basses temp ratures La figure VI 15 compare les mesures de RIV 5050 m avec les deux quations au cours de cing jours sans nuages de mai 2000 Cette p riode a t d ja pr sent e pour les analyses de la perturbation solaire et de l influence des parois figures V 22 et V 28 Ici l mission des parois a t limin e des mesures afin de ne comparer que la radiation provenant de l atmosph re Lo paragraphe V 2 5 c Les deux quations reproduisent correctement le cycle nycth m ral de l clairement atmosph rique d amplitude 30 60 W m selon les cycles d humidit et de temp rature de l atmosph re Les deux quations surestiment le signal mais l erreur de Brutsaert 1975 reste inf rieure 10 qui est l ordre de grandeur de la pr cision sur la mesure paragraphe V 2 5 b 246 MODELISATION DE LA FUSION Satterlund 1979 280 39 Brutsaert 1975 mesures LA A 240 Lo
476. u es l inversion thermique qui s tend sur quelques centaines de m tres de hauteur au dessus du glacier de 19 8 km de superficie Yamamouchi et Kawaguchi 1984 calculent que RW diminue de 10 20 lorsque le profil de temp rature varie de conditions sans inversion a des conditions d inversion thermique sur une hauteur de 300 m Sur le glacier du Zongo bien plus petit que le Pasterze 3 km contre 20 km le vent de glacier caract ristique d une inversion thermique intervient les nuits et une partie des journ es de saison s che chapitres IV 2 1 et V 3 4 Malheureusement l paisseur de la couche d inversion n est pas connue et on ne peut pas quantifier l effet des conditions d inversion sur RIV Les observations lors des visites sur le terrain montrent que la n bulosit est g n ralement uniforme l chelle de la zone d ablation du glacier facteur ii l exception d un d calage de une deux heures entre les zones basse et haute lors de la mont e des nuages convectifs Dans une vall e de montagne il n y a pas d clairement atmosph rique provenant de la portion du ciel obstru e par les montagnes Cette r duction est compens e par l mission en radiation tellurique des parois qui est dirig e vers la vall e G n ralement l mission des parois domine et l clairement radiatif de grande longueur d onde est augment dans les fonds de vall e facteur iii Obled
477. u es successivement Oneige Oneve Oneige fr On v EXP nj Nn Q neige Oglace Oneige EXP d d Oneige frs On v Ct Ogiace Sont des param tres repr sentant l alb do de la neige fraiche du n v et de la glace U S Army Corps of Engineers 1956 modifi pour tenir compte de l acc l ration de la d croissance de l alb do quand l paisseur de neige est faible 235 MODELISATION DE LA FUSION respectivement nj et n sont le nombre de jours depuis la derni re chute de neige et un param tre de vitesse de d croissance de l alb do en jour respectivement d et d sont la hauteur de neige et un param tre de hauteur de neige en m de neige respectivement Kuhn et al U S Army Corps of Engineers 1956 n neige 8 5 j 1999 Autriche Brock et al 1 Manteau de neige pais Param trisations bas es sur 2000 a 0 713 0 112logioTa o Ta est le cumul des des r gressions multiples Alpes suisses temp rature positives depuis la derni re chute de neige 2 Epaisseur de neige lt 0 5 cm d eau a aglace 0 0442 exp 0 058Ta La transition entre 1 et 2 est simul e par une fonction exponentielle de la hauteur de neige 3 L alb do de la glace est param tris selon l altitude z a 490 88 0 34372z 6 077 10 7 r 0 28 VI 3 4 b 2 Formules de Hock 1998 Hock 1998 calcule l alb do au pas horaire selon une suite o intervien
478. ue le plus souvent au nord de l quateur m me durant l t austral en raison de la dissym trie de la r partition des oc ans et des continents entre les deux h misph res Entre mars et septembre l ITCZ se situe sa position la plus au nord et la Bolivie se trouve sous un r gime de forts flux d ouest figure IIL 6 C est la saison s che li e l influence des anticyclones subtropicaux sud Les rares pr cipitations d hiver 19 CONTEXTE METHODES DE MESURE ET ETUDES ANTERIEURES sont caus es par des perturbations frontales extratropicales Vuille 1999 Lupo et al 2001 D octobre mars l ITCZ se trouve dans sa position la plus au sud figure II 6 Les flux d ouest subtropicaux perdent en intensit et se d calent vers le sud laissant se d velopper un r gime de vent d est dans les basses couches de l atmosph re bolivienne La situation m t orologique de faible for age grande chelle produit alors des vents faibles laissant se d velopper des circulations thermiques locales telles que les brises de vall e et les vents de montagne La mont e des masses d air humide le long des flancs Est des Andes partir du bassin amazonien produit des pr cipitations de nature convective c est la saison des pluies En Bolivie environ 70 des pr cipitations est concentr e en t austral Aceituno and Montecinos 1993 Les vents d est diminuant avec l altitude la haute montagne accentue le
479. ulation de la d croissance de l alb do d un manteau pais de neige fraiche alb do 0 90 paisseur S5e sans ablation pendant 40 jours puis subissant une ablation de e 4 par jour Tant que e gt gt e l alb do diminue de fa on exponentielle avec le vieillissement de la neige quation VI 11 Lorsque e atteint 3e l alb do de la glace intervient hauteur de 2 quation VI 15 A partir de e e la d croissance s acc l re fortement jusqu la disparition de la neige Dans le mod le complet la diminution de l alb do doit accentuer la disparition de la neige La figure VI 12 b illustre la simulation de la d croissance de l alb do d une fine couche de neige fra che alb do 0 90 5e qui subit une ablation de e 4 par jour La rapide d croissance polynomiale interrompt rapidement la d croissance exponentielle 1 0 idee 1 0 Oe a d b 5 TD TD 0 8 8 0 8 8 2 2 o 0 6 6E 0 06 6 ne TD O 3 oO 2 2 g S 04 4 04 4 2 oO oO T 0 2 2 2 0 2 2a Z 2 a ea 0 20 40 60 80 0 4 8 12 16 20 jour jour figure VI 12 volution temporelle de l alb do calcul e par les quations VI 11 et VI 15 trait gras et de l quivalent en eau du manteau neigeux exprim en multiples du parametre d chelle e trait fin a est pour la fusion d un manteau de neige pais b est pou
480. umul des pr cipitation mm d eau 0 ya EE eb ia 0 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 date Figure VI 13 comparaison au pas horaire de l alb do 5050 m SMA1 trait gras avec le cumul des chutes de neige 5150 m SMA2 trait fin du 14 au 23 septembre 1999 L alb do est fix 1 la nuit 1500 1200 900 600 nombre de cas 300 D 0 2 0 1 0 0 1 0 2 variation horaire de l ab do Figure VI 14 histogrammes des variations horaires de l alb do 5150 m sur l ann e 1999 2000 gris et lors des chutes de neige sur la m me p riode noir 242 MODELISATION DE LA FUSION VI 3 4 b 5 Synth se En l absence de pr cipitations la d croissance de l alb do de la neige est simul e par deux formules appliqu es successivement Olneige Onev Oneige fr On ve EXP nj n VI 11 OL Oneige Ogiace O neige 1 e es VI 15 La zone de n v o l quation VI 15 n est pas appliqu e a gt Ones est d limit e par une carte en entr e du mod le Lors des chutes de neige l augmentation d alb do est proportionnelle l intensit des pr cipitations Pr Aa cp Pr VI 16 Le tableau VI 6 r sume les valeurs des diff rents param tres utilis s La d croissance de l alb do lors du vieillissement de l pais manteau de neige est au pas journalier quation VI 11 Les chutes de neige de faible
481. un a un alors qu ils ne sont pas ind pendants en r alit Lors des mesures directes de la sublimation les lysim tres 165 cm et 395 cm sont enterr s d une quinzaine de centim tres dans la glace ou la neige et la surface est reconstitu e la main pour ressembler au mieux la surface naturelle Les erreurs de mesure sont essentiellement li es l alt ration de la surface suite au tassement de la neige ou aux pertes par vaporation l affleurement en surface des parois des lysim tres tend augmenter la rugosit Le vent peut apporter ou enlever de la mati re aux lysim tres L erreur peut tre estim e par l analyse des carts de mesure entre diff rents types de lysim tres Kuz min 1961 p 151 estime que l cart type de l erreur sur la mesure de la sublimation de la neige partir de lysim tres de 100 cm est de 0 44 mm d eau par jour soit environ 50 de la sublimation journali re de saison s che sur le glacier du Zongo Lorsque la surface est recouverte de p nitents qui peuvent atteindre plusieurs dizaines de centim tres de hauteur 40 cm en ao t 1997 le niveau de mesure 30 cm est du m me ordre de grandeur que la hauteur de rugosit pour la quantit de mouvement La mesure peut alors se situer proche de la couche visqueuse o les transferts de chaleur et de vapeur d eau sont contr l s par diffusion mol culaire et par les forces d inertie et non plus seulement par la turbulence d
482. ur la mesure La temp rature d croit d environ 0 6 C par 100 m de d nivel L incertitude sur la mesure des flux turbulents est forte et difficile quantifier L examen de l quation psychrom trique montre que les psychrom tres sont mal adapt s aux mesures sur le glacier du Zongo essentiellement cause de perturbations sur la temp rature mouill e mais aussi cause de la faible pression atmosph rique Les mesures d humidit publi es par Wagnon et al 19991 sont trop fortes et les hauteurs de rugosit r sultant d un calage sur des mesures directes de sublimation doivent tre corrig es la baisse pour tre utilis es avec des mesures correctes d humidit Une source d erreur est la localisation incorrecte des instruments relativement la couche de surface qui peut tre r duite une dizaine de centim tres d paisseur La nuit et en journ e de saison s che le vent de glacier cause une divergence de la quantit de mouvement horizontale Fr quemment en d but d apr s midi un maximum de temp rature la couche chaude induit une divergence de chaleur sensible La bulk m thode est mieux adapt e que la m thode des profils mais fait intervenir les param tres de rugosit dont les valeurs sont mal connues L erreur sur les flux due la faible hauteur du maximum de vent de glacier peut tre forte car elle intervient lorsque la turbulence est accentu e par les vents les plus forts Par
483. ure VI 19 mesures de l clairement atmosph rique courbe continue et param trisation selon l quation VI 18 avec C 1 24 tirets gras Moyennes journali res du 29 juillet 1999 au 31 ao t 2000 L paisseur r duite de la couche atmosph rique haute altitude entra ne un faible mission radiative thermique de l atmosph re non nuageuse chapitre V 5 N anmoins les variations de RW par ciel clair ne sont pas n gligeables environ 20 en valeurs journali res et 30 sur le cycle nycth m ral L quation de Brutsaert 1975 quation VI 18 simule correctement les variations du facteur d mission de l atmosph re sans nuages de 0 60 0 75 environ En valeurs horaires l introduction d un cycle nycth m ral du param tre C permettrait d am liorer l accord avec les mesures en raison des cycles des profils d humidit et de temp rature dans l atmosph re L erreur des calculs de RW par ciel clair est faible ce qui am ne Marks et Dozier 1992 consid rer que la m thode la plus fiable pour estimer l humidit de lair est d inverser la param trisation de RW partir des mesures du flux radiatif de grande longueur d onde Le param tre C pourrait tre estim ind pendamment partir des mesures de radio sondages effectu es en 1991 92 au dessus de La Paz ou partir des profils de temp rature et d humidit des latitudes tropicales disponibles dans la litt rature ex Ellingso
484. ure et de l humidit au moins jusqu au maximum de vent catabatique i e au dela de 2 m de hauteur et iii la comparaison entre des stations climatiques plac es diff rentes distances du bord du glacier Une plus grande attention doit tre port e aux syst mes de pr cipitations ex suivi des nuages par observations des satellites voqu par Leblanc 2001 pour la vall e du Zongo Les pr cipitations de saison des pluies t d posent souvent du gr sil ou de la neige fondue sur le glacier entra nant un alb do plus faible que celui de la neige En raison des faibles variations thermiques l altitude de la limite pluie neige ou gr sil neige est g n ralement consid r e constante sur les glaciers tropicaux Or bien que faibles les variations de cette limite concernent la partie basse du glacier o la fusion est la plus intense On a montr qu une forte chute de neige d hiver r duit le d bit en juin alors que la fusion reste importante tout au long de la saison des pluies lorsque les pr cipitations d t sont fr quentes La fusion d pend des diff rences de propri t s entre les nuages convectifs de saison des pluies et les nuages de plus hautes altitudes cirrostratus altostratus associ s aux perturbations extratropicales d hiver A nsi des chutes de neige r parties dans la journ e associ es au cycle diurne de convection n ont pas le m me effet sur l alb do qu une forte
485. urs de forte et faible couvertures nuageuses sur Altiplano associ es respectivement des conditions humides et s ches Aceituno et Montecinos 1993 Les p riodes humides s ches sont associ es un renforcement affaiblissement du High Bolivian et son d placement vers le sud nord Garreaud 1999 Vuille 1999 Selon Lenters et Cook 1999 cette variabilit des pr cipitations d t est li e la position de la zone de convergence sud Atlantique ZCSA figure IIL 6 Les pisodes humides sont dus un flux d air chaud de basse altitude le long de la zone de convergence sud Atlantique qui gonfle la colonne d air sus jacente provoquant une intensification et le d placement vers le sud du High Bolivian e EI Ni o Plusieurs tudes ont montr qu au cours des v nements El Ni o phase n gative de l oscillation sud Pacifique les pr cipitations tendent tre d ficitaires en Bolivie ex Thompson et al 1984 Francou et Pizarro 1985 Aceituno 1988 Vuille 2000 Ce d ficit serait li un renforcement des vents d ouest qui r duit l advection des masses d air humides provenant du bassin amazonien Vuille 19991 Lors du fort v nement El Ni o de 1997 98 le d bit de fonte du glacier du Zongo fut le double de la moyenne des d bits sur la p riode 1973 1993 figure II 2 Le d ficit de chute de neige en saison des pluies d environ 25 par rapport une
486. urs sur les aplats tendent donc surestimer la fusion L ensoleillement potentiel annuel varie d un facteur 1 5 pour une pente variant de 40 0 160 250 W m en moyennes annuelles Une r duction de 20 de l ablation correspondant une pente moyenne de 20 des secteurs de plus fortes pentes 4900 5000 m 5100 5200 m et 5200 5300 m figure IIL 4 cause une diminution de l ablation du glacier de 10 20 cm d eau par an pour les trois ann es de bilans n gatifs 1991 92 1994 95 et 1995 96 et de 30cm d eau par an pour l ann e 1997 98 qui fut tr s d ficitaire Ce biais est surestim car l nergie de fusion ne provient pas uniquement du rayonnement solaire et les nuages fr quents en saison de fusion saison des pluies att nuent l influence de l angle d incidence du rayonnement solaire direct Un mod le distribu de bilan d nergie est donc utile pour estimer les erreurs de mesure de l ablation partie VI Finalement les s racs et crevasses entrainent une augmentation de la surface expos e au rayonnement solaire mais ces surfaces inclin es ont un ensoleillement potentiel r duit L effet sur le bilan de masse varie selon l intensit et la distribution dans l ann e du rayonnement solaire direct Sur le terrain on note g n ralement une forte fusion des zones de s racs ce qui montre que l absence de mesures dans les zones accident es entra ne une sous estimation de l ablation Il f
487. us de 95 du temps n gatif car la temp rature de surface calcul e est presque toujours plus faible que la temp rature mesur e Le flux AQs obtenu entre minuit et 5h varie de 40 0 W m Les valeurs les plus fr quentes sont comprises entre 30 et 20 W m Ainsi chaque nuit sans nuages un stock de froid d au moins 450 kJ m s accumule sous la surface Un flux de 40 W m provenant par conduction de la couche sous la surface est caus par un gradient moyen de la temp rature dans la glace de 20 C par m tre K 2 10 W m K chapitre V 4 1 ou par un gradient moyen dans la neige de 50 C par 292 MODELISATION DE LA FUSION m tre K 0 80 W m K Ces valeurs sont un peu plus fortes que le gradient de temp rature estim dans le paragraphe V 4 1 mais restent plausibles En raison de la faible conductivit thermique de la neige le gradient de temp rature peut en effet tre consid rable sur de faibles distances Ainsi Wagnon et al 2001 mesurent au sommet de Illimani 6340 m Cordill re Royale de Bolivie un gradient de 100 C par m tre dans les cinq premiers centim tres de neige sous la surface Pour aller plus loin il serait int ressant de relier AQs aux mesures nocturnes de l clairement de grande longueur d onde RIV qui est un bon indice des nuages et de diff rencier les mesures sur la glace de celles sur la neige deux milieux de conductivit thermique distincte Afin d interpr
488. us un angle z nithal de r flexion nul La surface tait constitu e de neige ancienne partiellement recouverte de flaques de neige tomb e trois jours auparavant e Comparaison avec l alb do mesur par les pyranom tres La figure V 11 montre les quatre s ries de mesure de la r flectance de la neige effectu e le 14 juin 1999 par ciel clair proximit de la SMA2 Puisque l clairement purement diffus est quivalent un angle z nithal d incidence de 50 la part de radiation diffuse modifie peu l angle solaire incident Les diff rences entre les s ries de mesures des heures diff rentes de l ordre de 5 ne sont pas significatives au vue de l incertitude sur la mesure Aoki et al 2000 En supposant que la radiation r fl chie est distribu e uniform ment dans toutes les directions hypoth se d isotropie l alb do peut tre calcul par int gration des r flectances spectrales pond r es par l clairement solaire selon la relation a ha Fid f F d V 10 o F est l clairement spectral en surface F n a pas t mesur On introduit des valeurs th oriques a 11 km d altitude pour un angle z nithal d incidence de 50 2 cm d eau pr cipitable et 3 mm d paisseur r duite d ozone Queney 1974 p 190 Les calculs donnent des alb dos compris entre 0 77 et 0 83 pour les quatre s ries pour une moyenne gale 0 80 Des variations syst matiques ou al atoires de 20
489. used in this study AWS1 has two SP1110 pyranometers 350 lt lt 1100 nm and AWS2 has two CM3 Kipp and Zonen pyranometers 300 lt lt 2800 nm Accuracy of both sensor types is 5 according to the manufacturers The downward pyranometer mounted at 1 m receives 86 of its signal from within a circle of a radius of 2 5 m at the ground Schwerdtfeger 1976 The signals of the sensors are scanned at 15 s intervals by a data logger Campbell Scientific USA model Cr10 which recorded 30 min mean values During the station s checks which occurred approximately every 15 days the sensors height and horizontal position were carefully adjusted Outputs from the pairs of pyranometers were compared over a flat snow surface of the glacier at 5150 m asl from July 8 to July 23 1999 As the Kipp and Zonen sensors have a larger spectral range response and were new and recently calibrated by the manufacturer they were assumed to give the most accurate measurements During the comparison period weather varied from clear sky to snowfall days The snowfall days were eliminated from the intercomparison Correlation between the different sensors outputs was high Figures 2a 2b and differences between the sensors generally remained lower than 10 Figures 2c 2d We 126 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE corrected the SP1110 output using a straightforward application of the linear regression equations for global and reflected radia
490. utsaert 1975 simule correctement aux latitudes temp r es o l atmosph re peut tre d crite par une atmosph re standard ex Mermier et Seguin 1976 Konzelmann et al 1994 notent que l quation de Brutsaert 1975 tend vers 0 quand la pression de vapeur tend vers 0 et proposent de tenir compte de l mission des gaz effet de serre autres que la vapeur d eau selon Ea 0 23 C e VI 19 o 0 23 est le facteur d mission d une atmosph re compl tement s che Puisque les bandes d absorption de la vapeur d eau et des autres gaz effet de serre se recoupent le facteur d mission doit augmenter plus faiblement avec la pression de vapeur et m est fix 8 au lieu de 7 Konzelmann et al 1994 L quation de Brutsaert 1975 est physique et elle peut en principe tre transpos e diff rentes atmosph res Le facteur C repr sente la relation entre la pression de vapeur proximit du sol et le profil d humidit dans l atmosph re Greuell et al 1997 montrent que le facteur C augmente avec la hauteur de l inversion thermique au dessus des glaciers Culf et Gash 1993 d duisent de mesures par radio sondages de temp rature et d humidit dans l atmosph re une valeur de C 1 31 adapt e aux conditions de la saison s che au Niger Aux latitudes temp r es Crawford et Duchon 1999 font varier le coefficient C au cours de l ann e selon une sinuso de de minimum m
491. ux de l ann e de septembre avril concentrant en moyenne plus de 90 de la pr cipitation annuelle Sicart et al 1998 Les pr cipitations de saison s che toujours faibles ne sont pas prises en compte car les pertes par vaporation peuvent affecter la mesure et une concentration des points de faibles pr cipitations r duit l homosc dasticit de l chantillon hypoth se d invariance de l cart type des erreurs Les pluviom tres Pg0 et P4830 sont pr sent s part dans le tableau IV 2 car leur s rie de mesures est plus courte La sonde ultrasons n est pas utilis e car ses mesures sont cal es sur Pg0 chapitre IV 2 1 60 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE 96 97 197 98 A200 op i ee iaa in icant 1000 Q f Pr cipitations mm O Q oO DA Q 200 P1 5165 m P2 5080 m P3 4945 m P4 4860 m P5 4855 m P8 4750 m P4750 Figure IV 1 Pr cipitations annuelles dans le bassin versant du glacier au cours de quatre ann es hydrologiques 1995 1999 Tableau IV 1 comparaisons entre les mesures mensuelles des pluviom tres r partis dans le bassin versant du glacier pour les mois de septembre a avril de 1995 a 2000 40 donn es Les pluviom tres sont compar s deux a deux par r gression lin aire P a P b Calculs de Clouet 2001 a Coefficients de d termination
492. ve droite Le d bit de fonte est le plus fort de l ann e atteignant 0 65 m s en milieu de journ e de fin novembre a fin d cembre lorsque la ligne de neige est la plus haute figures VI 28 a et b De janvier mars les chutes de neige sont fr quentes et r guli res figure VI 28 d La zone d ablation est fr quemment recouverte de neige jusqu au front mais le d bit de fonte reste fort d passant 0 20 m s en milieu de journ e figures VI 28 a et b Le d bit diminue brutalement au d but du mois de juin environ un mois apr s la fin des pr cipitations de saison des pluies et reste faible jusqu la fin de l ann e hydrologique figures VI 28 a 268 0 7 0 6 0 5 0 4 0 3 0 2 0 1 d bit m s 40 30 20 10 de la surface 0 8 0 6 alb do 0 4 0 2 MODELISATION DE LA FUSION sim1 sim2 a d bit lt ANS d bits faibles de saison s che gt 29 07 29 08 29 09 30 10 30 11 31 12 31 01 02 03 02 04 03 05 03 06 04 07 04 08 04 09 b surface de glace SMA2 5150 m SMA1 5050 m Mc N c alb do 5050 m observ e neige rad glace d sonde a ultrasons 5150 m pr cipitations tH pr cipitations r guli res de saison des pluies 29 07 29 08 29 09 30 10 30 11 31 12 31 01 02 03 02 04 03 05 03 06
493. vec le bilanm tre NR lite n est que l g rement am lior tableau V 3 8 200 200 a 150 150 5 6 T 100 E 100 2 wr 4 50 2 50 Z 7 Z e i 0 N 0 5 e e E2 S 3 L 50 50 0 100 100 0 1 2 3 4 5 6 7 vent m s 200 200 i c s d c eri d 7 150 a ie 150 S T ss e e T e 8 E 100 iaar e owe ee E 100 ar ee s ee sie 7 e e aA es Pe 7 2 504 Teen ts 2 50 4 A eee eet ra A ee ao na S o oH y oH my sett O DEN aes Ae eo 50 E 50 ee 8 Me e ao 100 100 0 20 40 60 80 100 200 0 200 400 600 humidit relative Q7 W m Figure V 4 comparaison des mesures demi horaires des bilanm tres Q7 et NR lite du 8 au 15 septembre 1999 Sur a est repr sent le cumul des diff rences en MJ m axe Y de gauche trait gras Les tirets de a axe Y de droite et les points des figures b c et d repr sentent les diff rences des puissances selon le jour la vitesse du vent l humidit relative et la radiation nette mesur e par Q7 respectivement 94 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE e Discussion Un probl me d talonnage entra ne un fort biais d une dizaine de W m entre Q7 et CNRI soit une diff rence de fusion de la glace de 50kg m par mois Halldin et Lindroth 1992 remarquent que les mesures de Q4 sont particuli rement mauvaises la
494. ven OR 0 jit ia 0 T 5 J E E age Z 0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 100 humidit relative Vaisala humidit relative Vaisala Figure V 34 diff rences des mesures d humidit relative Vaisala moins psychrom tre selon le Vaisala a et b repr sentent les mesures de jour 6h 18h et de nuit 18h 6h respectivement e L quation psychrom trique Les tudes pr c dentes ne s taient pas int ress es a la sensibilit de la mesure de l humidit aux diff rents termes de l quation psychrom trique V 44 qui peut s crire e ex Tm 10 A p T Tn V 45 o A 66 C La figure V 35 montre les variations des diff rents termes de l quation V 45 au cours du mois de juillet 1999 Lorsque la vitesse de ventilation augmente de 0 12 4 m s le coefficient A diminue de 130 67 C puis est constant Guyot 1997 p 51 La pression atmosph rique est de 540 hPa 5150 m Lorsque l vaporation de la m che mouill e augmente la diff rence T T augmente et l humidit mesur e tend baisser mais la relation est peu marqu e figure V 35 c L cart de temp rature T T ne d passant pas 3 C le terme soustrait la pression de vapeur saturante ew Tm dans l quation V 45 est faible de l ordre de 0 5 hPa alors que la pression de vapeur saturante varie entre 3 et 6 hPa figure V 35 d Une comparaison entre les deux capteurs effectu e en saison
495. w surfaces Annals of Glaciology 6 164 167 1985 Kuhn M Micro meteorological conditions for snow melt Journal of Glaciology 33 113 24 26 1987 Kuhn M The response of the equilibrium line altitude to climatic fluctuations theory and observations in Glacier fluctuations and climatic change edit par Oerlemans J pp 407 417 Dordrecht 1989 322 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES Kuhn M Methods of assessing the effects of climate changes on snow and glacier hydrology In G J Young Ed Snow and glacier hydrology Proceedings of the Kathmandu Symposium 1992 AHS 218 135 144 1993 Kuhn M E Dreiseitl S Hofinger G Markl N Span et G Kaser Measurements and models of the mass balance of Hintereisferner Geografiska Annaler 81 A 659 670 1999 Kull C et M Grosjean Late Pleistocene climate conditions in the north Chilean Andes drawn from a climate glacier model Journal of Glaciology 46 155 622 632 2000 Kuusisto P P On the values and variability of degree day melting factors in Finland Nordic Hydrology 11 5 235 242 1980 Kuz min Melting of snow cover 1 Leningrad 1961 ed 290 pp Israel Program for Scientific Translations LaChapelle E R Annual mass and energy exchange on the Blue Glacier Journal of Glaciology 64 4 443 449 1959 Lang H et L Braun On the information content of air temperature in the context of snow melt estimation Hydrology of Mountainous A
496. wave radiation almost zero in wet season in dry season it represents an important sink of energy during the day The turbulent fluxes are small in wet season in dry season the energy lost by latent heat sublimation exceeds the gain by sensible heat Air temperature is not a useful parameter for the evaluation of melting of tropical glaciers which makes the use of degree day models problematic The sensible heat flux remains small because of the low wind speed the absence of major thermal seasonality and the reduced air density at high elevations The energy balance intensity and variability are controlled by net radiation which is poorly correlated to the temperature whereas on glaciers at higher latitudes the sensible heat flux plays a key role in fluctuations of melting The simulation of melt discharge with the distributed energy balance model of Hock 1998 allows for a better understanding of the melting processes The discharge remains high in wet season because of the alternation of ice melting by solar radiation during cloudless periods with snow melting by thermal radiation during cloudy periods which cause precipitation The reduction of melting in dry season is mainly due to long wave radiative losses during the day and cooling of the glacier during the night but also to the energy lost by sublimation iii iv Rev Notations Notations Coefficient psychrom trique Flux d nergie totale sous la surface Bilan de ma
497. we consider that the fresh snow on the Zongo glacier has a density of 250 50 kg m during the wet season Table HI shows some densities of the fresh snow presented in the literature At the temperate latitudes the majority of the authors agree on a value on the order of 100 kg m Sevruk 1985 However according to Goodison et al 1981 a density on this order would overestimate the snowfall water equivalent in many regions Table IT Fresh snow densities available in the literature References Fresh snow density kg m Comments Seligman 1962 p 144 50 65 Calm weather Seligman 1962 p 144 280 Windy weather Bossolasco and Dagnino 1957 70 200 Santis 2500 m a s 1 no wind air temperature 5 C Akitaya 1974 lt 100 Grain size of 0 5 to 1 mm Potter 1965 70 110 Regional variation throughout Canada Gray et al 1970 45 Canada no drifting conditions Gray et al 1970 230 Canada drifted snow Grant and Rhea 1974 70 100 Colorado Rockies Meister 1985 103 66 186 samples Swiss Alps wind speed less than 5 m s air temperature between 15 and 5 C 57 PRECIPITATION ET BILAN DE MASSE The large dispersion in the densities of the fresh snow comes from different climatic conditions but also from measurement errors which show a strong increase when the density or the depth of the snow decreases According to Meister 1985 the error reaches 15 for a d
498. wenty two clear sky days were selected according to the observations during field visits and the regularity of the diurnal global radiation cycle at the two measurement sites The diurnal change in clear sky albedo measurements at AWS1 and at AWS2 are shown in Figures 3a and 3b respectively Only measurements during sunshine hours are shown because the signal to noise ratio of pyranometers rises to a high level in the shade The albedo measurements ranged from values of fresh snow due to a low number of precipitation events to values of old snow which had undergone melting refreezing cycles Because of a thicker snow layer and a higher elevation albedo was always higher at AWS1 than at AWS2 At AWS2 some low albedo values resulted from a very thin snow layer over dirty ice albedo j oi AWS1 local time albedo oS a AWS2 local time Figure 3 Albedo measurements without correction a b Half hourly mean values of albedo measurements at AWSI and at AWS2 respectively over 22 clear sky days selected from May 1 to July 23 2000 2 3 Topographical Measurements A topographic survey was carried out around the two measurement stations on July 26 and 27 2000 The relative X Y coordinates were measured with a precision of 128 ETUDE DES FLUX DU BILAN D ENERGIE approximately 1 0 cm The relative altitudes were determined with a theodolite precision of approximately 0 2 cm

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