2. CONNAISSANCES MÉTÉOROLOGIQUES

2.1 –    PRÉLIMINAIRES
-       2.1.1 -    Air chaud/air froid
-       2.1.2 -    Influence du sol sur la température
-       2.1.3 -    Isotherme 0° et niveau de gel
-       2.1.4 -    L’inversion de température
-       2.1.5 -    Brises de pente

2.2 –    LES NUAGES
-    2.2.1 -    Composition des nuages
-    2.2.2 -    L’humidité et la condensation
-    2.2.3 -    Formation des nuages

2.3 -     LES PRÉCIPITATIONS

2.4 -     ANTICYCLONES, DÉPRESSIONS ET PERTURBATIONS
-    2.4.1 -    La pression atmosphériques, la dépression, l’anticyclone
-    2.4.2 -    Le vent
-    2.4.3 -    L’anticyclone
-    2.4.4 -    Formation et évolution des perturbations

2.5 -     LA PRÉVISION MÉTÉO
-    2.5.1 -    Le réseau d’observation
-    2.5.2 -    La prévision à très courte échéance
-    2.5.3 -    La prévision à courte et moyenne échéance
-    2.5.4 -    La diffusion des bulletins

2.6 -     ÉVALUATION DES POTENTIALITÉS CLIMATIQUES D’UN SITE
-    2.6.1 -    Introduction
-    2.6.2 -    Mesures des paramètres météorologiques locaux
-    2.6.3 -    Analyse des mesures

2.1 - PRÉLIMINAIREShaut de page

2.1.1 - Air chaud / air froid

Il s'agira souvent d'air chaud et d'air froid. Ces considérations ne sont que relatives : si l'on a en présence deux masses d'air à températures différentes, l'une à -10°C, l'autre à -20°C, c'est l'air à ‑10°C qui sera considéré comme étant chaud.

L'air chaud est plus léger que l'air froid. En présence, l'air chaud monte, l'air froid descend.

Il ne faut pas confondre la température et la sensation de chaud ou de froid. Celle-ci dépend de la température, mais aussi de la vitesse du vent, du type de vêtements portés et de conditions physiologiques.

2.1.2 - Influence du sol sur la température

Pendant la journée, si le ciel est dégagé, le rayonnement solaire traverse en grande partie l'atmosphère qu'il ne réchauffe presque pas. C'est le sol qui absorbe (plus ou moins en fonction de sa nature) ce rayonnement, se réchauffe et retransmet sa chaleur à l'air qui se trouve à son contact. L'élévation diurne de température est donc limitée à la couche d'atmosphère proche du sol. En plein été, l'épaisseur du réchauffement peut atteindre 1000 m. L'importance du réchauffement dépend :

  

 

  • de la saison : il est plus important au printemps et l'été car les jours sont plus longs et le soleil plus haut dans le ciel.
  •    de la couverture nuageuse : elle renvoie plus ou moins, en fonction de son épaisseur, le rayonnement solaire vers l'espace. Une couverture nuageuse très épaisse empêche tout réchauffement diurne.
  •    du vent : il dilue la mince couche d'air chaud située près du sol dans de l'air non réchauffé. Plus le vent est fort, moins la hausse de température est sensible. Un fort vent empêche tout réchauffement diurne.
  •    de l'albédo du sol : l'albédo est le rapport entre la quantité de rayonnement reçu est celle réfléchie. Un corps qui a un fort albédo absorbe donc peu d'énergie solaire (c’est le cas de la neige); il se réchauffe peu, et inversement.
  •    de la topographie : une pente bien exposée au soleil se réchauffe plus qu'un versant orienté au Nord.

Pendant la nuit, le sol se refroidit car il perd de l'énergie par rayonnement infrarouge. Ce rayonnement existe aussi en plein jour, mais il est négligeable par rapport à celui issu du soleil. Le sol retransmet ensuite sa baisse de température à l'air qui se trouve à son contact. Le refroidissement nocturne est donc limité à la couche d'atmosphère proche du sol. En plein hiver il atteint au maximum quelques centaines de mètres dans certaines situations.

L'importance du refroidissement dépend :

  de la couverture nuageuse : les nuages renvoient le rayonnement infrarouge vers le sol, comblant le déficit énergétique. Une couverture nuageuse épaisse empêche le refroidissement nocturne.

   du vent : il dilue la mince couche d'air froid dans de l'air non refroidi. Plus le vent est fort, moins la baisse de température est sensible. Un fort vent empêche le refroidissement nocturne.

   de l'émissivité du sol : un sol qui a une forte émissivité rayonne beaucoup d'infrarouge. Il se refroidit donc beaucoup en surface. C'est le cas de la neige.

A un même endroit, on en déduit que :

   l'amplitude thermique journalière est forte par une belle journée sans vent.

   l'amplitude thermique journalière est faible (ou nulle) si le ciel est couvert ou s'il y a du vent.

On retiendra aussi que loin du sol, l'amplitude thermique journalière est nulle.

2.1.3 - Isotherme 0°C et niveau de gel

L'altitude de l'isotherme 0°C est le niveau auquel on trouve la température 0°C dans l'air loin du sol, c'est à dire hors de portée de son influence. On la mesure à l'aide de ballons sonde. L'isotherme 0°C ne varie pas entre le jour et la nuit.

Le niveau de gel est l'altitude à laquelle on trouve la température 0°C au niveau du sol. Il est donc très variable en fonction des conditions météorologiques, de la nature du sol, de l'heure de la journée et de la topographie.

Pendant la journée, le niveau de gel se situe plus haut que l'isotherme 0°C (sauf parfois par beau temps à l'ombre et sur une neige fraîche et sèche lorsque le soleil est bas). Pendant la nuit, le niveau de gel se situe plus bas que l'isotherme 0°C.

   la différence entre l'isotherme 0°C et le niveau de gel est forte par une belle journée sans vent.

   la différence entre l'isotherme 0°C et le niveau de gel est  faible (ou nulle) si le ciel est couvert ou s'il y a du vent.

Bien entendu, dans le premier cas, la différence sera maximale en milieu de journée et, dans le deuxième cas, en fin de nuit. Lors d'une nuit claire et sans vent, si l'air est sec, le niveau de gel peut s'abaisser jusqu'à 2000 m au-dessous de l'isotherme 0°C sur sol enneigé.


2.1.4 - L'inversion de température

Dans la couche d'atmosphère dans laquelle se produisent les phénomènes météorologiques, appelée troposphère (jusque vers 7000 à 17000 m d'altitude en fonction de la latitude et de la saison), la température s'abaisse en général avec l'altitude. Dans certaines situations, des couches d'atmosphère peuvent avoir une température croissante quand on s'élève. C'est ce qu'on appelle une inversion de température.

En fait, par une nuit claire ou peu nuageuse et sans vent, cette inversion se forme systématiquement au niveau du sol puisque la baisse de température de l'air provient de celle du sol. Cette inversion peut faire quelques centimètres à quelques dizaines de mètres d'épaisseur. Lors de longues périodes anticycloniques à la fin de l'automne ou en début d'hiver, le refroidissement nocturne devient prédominant sur le réchauffement diurne (nuit longue et soleil très bas). De jour en jour, l'inversion de température devient alors plus marquée et peut atteindre 10 à 15°C. L'influence de la topographie a aussi un rôle important : pendant la nuit, l'air froid (donc lourd) à proximité du sol glisse le long des pentes et stagne dans les cuvettes et fond de vallées. Le refroidissement nocturne est donc faible sur les sommets et les pentes, surtout si elles sont raides; il est fort (de même que l'inversion) dans les fonds vallées, surtout si elles sont encaissées.

2.1.5 - Brises de pente

Brise montante : pendant une belle et calme journée, la couche d'air chaud, donc léger, située à proximité du sol dans les versants ensoleillés, se déplace vers le haut (si le réchauffement diurne est suffisant). Il s'ensuit un léger vent ascendant que l'on appelle brise montante. Lorsque le soleil est bien haut dans le ciel, l'aspiration sur de nombreuses pentes crée un vent qui remonte du fond des vallées : le vent de vallée. La vitesse de la brise montante est de l'ordre de quelques km/h, parfois  jusque 30 km/h (rarement plus).Brise descendante : de même, ce mouvement s'inverse la nuit puisque l'air froid situé au sol est lourd. Il glisse vers le bas. Cette brise descendante est très faible (quelques km/h).

      

2.2 - LES NUAGEShaut de page

2.2.1 - Composition des nuages

Dans l'atmosphère, l'eau est présente sous ses trois phases :

            - gazeux : la vapeur, c'est un gaz invisible.

            - liquide : c'est l'eau.

            - solide : c'est la glace.

La vapeur est présente partout en quantités variables, à l'intérieur comme à l'extérieur des nuages. Ceux-ci sont constitués soit d'une multitude de microscopiques gouttelettes d'eau, soit de cristaux de glace (à basse température), soit d'un mélange des deux. C'est en raison de la petite taille de ces particules, donc de leur poids très faible, qu'un léger courant ascendant arrive à les tenir en suspension dans l'air.

2.2.2 - L'humidité et la condensation

La quantité de vapeur d'eau contenue dans l'air ne peut dépasser un seuil. Quand la quantité de vapeur atteint  ce seuil, on dit que l'air est saturé (en vapeur d'eau). La vapeur en surplus se condense alors, créant un nuage

L'humidité est le rapport de la quantité de vapeur contenue dans l'air à la quantité maximale admissible. L'humidité varie donc entre 0% (qu'elle n'atteint jamais) et 100% (qui correspond à la saturation). Elle augmente par apport de vapeur d'eau mais est aussi très sensible aux variations thermiques :

- l'humidité augmente quand la température diminue (puisque le seuil de saturation diminue)
- l'humidité diminue quand la température augmente.



2.2.3 - Formation des nuages

Un nuage se formera lorsque l'humidité augmentera suffisamment pour atteindre la saturation. On atteindra cet état de deux façons différentes : par apport de vapeur d'eau ou par refroidissement.

          2.2.3.1 - Apport de vapeur d'eau

Il se produit à proximité du sol, sur les océans, mers, lacs, marécages... Ce processus ne forme que brouillards et nuages bas.

          2.2.3.2 - Refroidissement

              2.2.3.2.1 - Nocturne

Par une nuit claire et sans vent, l'air se refroidit, donc s'humidifie, à proximité du sol. Si la saturation est atteinte, il se forme du brouillard ou de la rosée (gelée blanche par température négative). Bien sûr, avec le réchauffement diurne, le brouillard se dissipe (les gouttelettes s'évaporent).

              2.2.3.2.2 - Par soulèvement

              La majorité des nuages se forment par ces processus. Lorsqu'un volume d'air s'élève, il se refroidit car sa pression diminue. Donc son humidité augmente. Si la saturation est atteinte, le nuage se forme.

2.2.3.2.2.1 - Soulèvement orographique et effet de foëhn

En montagne, dès qu'il y a du vent, les masses d'air se font soulever sur le relief. Ainsi, des nuages peuvent se créer sur les sommets ou bien au-dessus. Si une masse nuageuse est déjà présente avant le soulèvement, elle se trouve accentuée, ainsi que les précipitations. Lorsque le vent est fort, l'air ne retrouve pas son écoulement normal immédiatement après la montagne mais rebondit plusieurs fois. Les ondes successives s'amortissent rapidement. Au sommet d'une ou plusieurs de ces ondes, on peut trouver des nuages en forme de lentille. Ces altocumulus lenticulaires, bien que formés par un fort vent, sont immobiles : ils stagnent au sommet de l'onde alors qu'en leur sein, les gouttelettes, formées du côté au vent, traversent le nuage à grande vitesse pour s'évaporer du côté sous le vent.


    
 

L'effet de foëhn : quand, sur le versant au vent, des précipitations se déclenchent (ou sont accentuées par le soulèvement), l'air arrive plus sec côté sous le vent puisqu'il a perdu de la vapeur condensée sous forme de pluie ou de neige. Donc, sous le vent du relief, le temps est plus clément. Quand il pleut d'un côté, on peut ainsi trouver sur l'autre versant un temps moins pluvieux, moins nuageux voire dégagé. L'effet de foëhn a une autre conséquence : sous le vent du relief, la température est plus élevée à altitude égale. Ce réchauffement est dû à la libération de chaleur lorsque la vapeur se condense en gouttelettes. Il peut dépasser 10°C sur d’importantes barrières montagneuses. Si l'effet de foëhn tient son nom d'un vent bien connu dans les Alpes du Nord, c'est un phénomène qui existe sur n'importe quelle montagne au monde, pourvu qu'une zone de pluie accompagnée de vent l'atteigne. L'effet est plus marqué sur une importante chaîne montagneuse.

2.2.3.2.2.2 - La convection.

C'est un phénomène très courant au printemps et en été. A cette époque, le soleil surchauffe le sol pendant l'après-midi. A son contact, l'air devient plus léger et s'élève dans des courants, alors que de l'air frais redescend entre eux. Des cumulus se forment dans chaque courant ascendant (si celui-ci monte suffisamment haut pour créer la saturation).

     

La présence des cumulus et leur épaisseur est déterminée par la stabilité de l'air : on dit que l'air est stable s'il a tendance à rester à la même altitude; on dit que l'air est instable lorsqu'une amorce de mouvement vertical se poursuit de lui-même. Une inversion de température correspond à une couche d'air stable : l'air froid (donc lourd) se trouve plus bas que l'air chaud (donc léger). L'air instable permet la formation de cumulus de forte épaisseur, voire de cumulonimbus. Le cumulonimbus est le nuage le plus épais qui existe : les bulles d'air chaud venues du sol s'élèvent jusqu'au sommet de la troposphère (couche d'atmosphère dans laquelle se produisent les phénomènes météorologiques), appelé tropopause, située vers 9000 à 14000 m sous nos latitudes, en fonction de la saison. Là, l'air ne pouvant monter plus haut (au-delà de la tropopause, on trouve la stratosphère, constituée d'air stable), il s'étale à l'horizontal, donnant au sommet du cumulonimbus une forme d'enclume.

Dans les cumulonimbus, les très fortes ascendances (plusieurs dizaines de km/h) sont à l'origine de l'apparition d'importantes quantités d'électricité statique. Quand la différence de potentiel devient trop importante (plusieurs millions de volts), un fort courant électrique passe entre sol et nuage ou entre différentes parties du nuage : il s'agit du passage de la foudre, visualisé par un éclair et accompagné du tonnerre.

Si l'air est suffisamment instable, la convection peut aussi se former sans réchauffement du sol, donc la nuit ou en hiver (celui-ci est alors remplacé par un refroidissement en altitude).

Sous les gros cumulus et les cumulonimbus, la forte aspiration verticale dans le nuage se traduit par un vent localisé que l'on ressent souvent comme des rafales.

2.2.3.2.2.3 - Soulèvement de grande échelle

Lorsqu'une masse d'air froid venue des régions polaires rencontre une masse d'air chaud venue des régions tropicales, le mélange se fait très lentement. L'air froid et lourd glisse sous l'air chaud et léger qu'il soulève. D'importantes masses nuageuses se forment alors, avec des dimensions de l'ordre de plusieurs dizaines à centaines de kilomètres de large sur 1000 à 2000 kilomètres de long (C.F. 4.4).

2.3 - LES PRÉCIPITATIONShaut de page

Elles naissent dans le nuage, en général à température négative, là on trouve un mélange de cristaux de glace et de gouttelettes d'eau liquide en surfusion (eau à température négative, c'est un phénomène très courant dans les nuages). Les nuages les plus élevés, uniquement constitués de cristaux de glace, ne donnent aucune précipitation. Les gouttelettes s'évaporent au profit des cristaux de glace qui grossissent. Lorsqu'ils deviennent trop lourds, ils tombent sous forme de neige. Quand la neige arrive dans l'air à température positive (si le sol n'est pas atteint avant), c'est à dire lorsqu'elle passe sous l'isotherme 0°C, elle s'humidifie puis se transforme en pluie. La limite pluie-neige se situe en général 300 à 600 m sous l'isotherme 0°C.


Dans les gros cumulus et les cumulonimbus, la forte turbulence permet le grossissement rapide des gouttes de pluie : dès que deux gouttelettes s'entrechoquent, elles fusionnent pour n'en faire plus qu'une, plus grosse.

Le grésil et la grêle : ces précipitations, toujours très localisées, se forment à l'intérieur des cumulonimbus. En effet, en leur sein, certains courants ascendants sont extrêmement forts et peuvent remonter des gouttes de pluie à température négative où elles gèlent, puis retombent sous forme de grésil (diamètre inférieur à 5 mm) ou de grêle (diamètre supérieur à 5 mm). Les gros grêlons sont constitués d'un agglomérat de grêlons plus petits et de gouttes de pluie ayant gelé à leur surface.

2.4 - ANTICYCLONES, DÉPRESSIONS ET PERTURBATIONShaut de page

2.4.1 - La pression atmosphérique, la dépression, l'anticyclone

On mesure la pression avec un baromètre. Sur la planète, la pression est organisée en zones de basse pression appelées dépressions et zones de haute pression appelées anticyclones. A nos latitudes, la pression du niveau de la mer est comprise en général entre 970 et 1040 Hpa. Elle peut descendre beaucoup plus bas dans les cyclones tropicaux. La pression varie aussi avec l'altitude : elle diminue quand on monte. Voici quelques valeurs de pression moyenne à différents niveaux :

Mer :         1013 Hpa

1000 m : 900 Hpa

3000 m : 700 Hpa

4800 m : 550 Hpa

8800 m : 330 Hpa

 

2.4.2 -  Le vent

 

La présence de différences de pression à une même altitude crée un mouvement de l'air des anticyclones vers les dépressions, c'est le principe des vases communiquants  : le vase mieux rempli se déverse dans l'autre. Ainsi naît le "vent météo", à distinguer des vents locaux tels que les brises ou les rafales sous gros cumulus et cumulonimbus. Le déplacement de l'air ne se fait pas en ligne droite des zones de haute pression vers les zones de basse pression. En effet, la rotation de la Terre dévie tout mouvement vers la droite dans notre hémisphère. Ainsi, dans l'hémisphère Nord, l'air entre dans la dépression en tournant dans le sens inverse des aiguilles d'une montre, il sort de l'anticyclone en tournant dans le sens des aiguilles d'une montre.


2.4.3 - L'anticyclone

Dans l'anticyclone, l'air subit un léger affaissement qui se traduit par un assèchement (c'est l'inverse du processus de formation nuageuse par soulèvement), donc la disparition des principales masses nuageuses. Exception : en plein hiver, le refroidissement du sol peut être prédominant; une couche nuageuse peut alors rester sur les plaines alors que le relief reste dégagé.

2.4.4 - Formation et évolution des perturbations

Par contre, la dépression étant le siège de mouvement plutôt ascendant, c'est là qu'on trouvera les principales zones de mauvais temps. Dans la suite, on se placera dans l'hémisphère Nord.

Lorsqu'une dépression est en cours de formation, l'air commence à tourner autour d'elle. Une masse d'air froid venue du Nord se dirige donc vers le Sud, vers l'air chaud, alors qu'une masse d'air chaud va rencontrer l'air froid au Nord. La rencontre de ces différentes masses d'air produit le soulèvement de grande échelle (C.F. 2.4.2.2.3). Les limites entre air chaud et air froid sont appelés des fronts. Lorsque le mouvement général (en général d'Ouest en Est) fait succéder l'air chaud à l'air froid, on parle de front chaud; au contraire, lorsque le front amène un refroidissement on parle de front froid. Là ou les fronts chaud et froid se rejoignent, l'air chaud se trouve rejeté vers le haut; bien que le réchauffement ne puisse être sensible au sol, le soulèvement générateur de nuages existe en altitude : on parle d'occlusion. A l'arrière du front froid, dans l'air froid, l'atmosphère est en général instable, favorable au développement de convection. On y trouve donc des nuages de type cumulus, voire des cumulonimbus. Toute cette zone clairsemée de nuages isolés est appelée la traîne. On appelle perturbation l'ensemble des masses nuageuses des fronts et de la traîne.

Si toutes les perturbations se ressemblent, elles sont toutes différentes. Les fronts et la traîne sont plus ou moins actifs : ils donnent plus ou moins de précipitations, plus ou moins de nuages. Ainsi les deux fronts peuvent être actifs, comme un seul peut l'être, ou même aucun des deux si la perturbation est à la fin de sa vie. Dans le cas d'une perturbation classique avec les fronts chaud et froid actifs, le scénario serait le suivant : très loin avant le front chaud, les premiers nuages sont minces et très élevés (cirrus); ensuite, un voile nuageux de plus en plus épais et bas couvre le ciel; les précipitations débutent, elles sont plutôt faibles et continues. Au passage du front chaud, la limite pluie-neige s'élève. Dans le secteur chaud, la situation à tendance à s'améliorer en général; cependant, en montagne, le soulèvement orographique fait souvent perdurer les précipitations. Au passage du front froid, elles reprennent ou s'accentuent. L'intensité est plus forte qu'au passage du front chaud. La limite pluie-neige s'abaisse. Dans la traîne, le temps est plus variable : averses et éclaircies; en montagne, le soulèvement orographique peut là aussi transformer cette situation en précipitations plus ou moins intenses. Au passage d'un front, les variations d'altitude de la limite pluie-neige peuvent atteindre plusieurs centaines de mètres en moins d'une heure, 1500 à 2000 m en moins d'une journée.

2.5 - LA PRÉVISION MÉTÉOhaut de page

2.5.1 - Le réseau d'observation

L'observation du temps est la base de toute prévision météorologique. Les météorologistes disposent de différents types d'observations :

    les observations au sol : observations des stations météorologiques (une centaine en France) et des stations automatiques. Ce réseau est bien fourni dans les régions à forte densité de population. Il est dispersé dans les zones désertiques, peu peuplées et sur les océans.

    les observations en altitude : radiosondages effectués par quelques stations météorologiques (7 en France) et données des radars de précipitations.

    observations par satellite : ils donnent accès essentiellement à la couverture nuageuse.

2.5.2 - La prévision à très courte échéance

Cette prévision à quelques heures est effectuée en grande partie à l'aide des documents d'observation. Il s'agit d'une extrapolation des mouvements des masses nuageuses et pluvieuses, éventuellement modifiée à l'aide de l'expérience du prévisionniste, notamment en région de montagne.

2.5.3 - La prévision à courte et moyenne échéance

Dès que l'échéance de la prévision dépasse une demi-journée, on utilise surtout des cartes calculées à l'aide de très puissants ordinateurs. A cette fin, des modèles mathématiques simulant l'évolution de l'atmosphère ont été développés. Bien sûr, les calculs ne peuvent être complètement exacts car les modèles ne sont qu'une explication simplifiée des phénomènes, et à cause de la carence en observations sur une grande partie de la planète. D'autre part les cartes calculées ne donnent que certains paramètres météorologiques que le météorologiste doit interpréter afin de déduire la prévision. Dans certaines situations, les cartes peuvent conduire à différents scénarios.

Pour certains phénomènes d’échelle très réduite, comme les orages, on sait prévoir la probabilité du phénomène mais pas la localisation.

Principe de fonctionnement des modèles :  l'atmosphère est découpée en parallélépipèdes dont la base est de 10x10 km à 350x350 km selon le modèle et la hauteur de quelques centaines de mètres. Le premier travail est de connaître au temps t pour chaque parallélépipède la température, l'humidité, le vent et la pression. A partir des points où l'on a des mesures, on procède par interpolation pour remplir les cases vides. Ensuite, à l'aide des nombreuses équations que l'on a fournies à l'ordinateur, on calcule l'évolution probable pour T+15 mn. Ce calcul sert ensuite de base pour le calcul de T+30 mn. Et ainsi de suite pour sortir finalement des documents à l'échéance de 6 h, ..., 24 h, .... 7 jours. Pour calculer l'indice de confiance des échéances J+4 à J+7, on effectue 51 simulations pour lesquelles le premier travail d'interpolation est légèrement différent. Si un grand nombre de simulations indique le même scénario, celui-ci sera fiable (indice de confiance élevé). Si au contraire plusieurs scénarii différents sont calculés, la prévision sera peu fiable (indice de confiance faible).

2.5.4 - La diffusion des bulletins

MÉTÉO-FRANCE diffuse des bulletins météorologiques en permanence par trois moyens :

   Le téléphone : 08.36.68.08.08 pour les bulletins départementaux,

   MINITEL 36.15 code METEO puis le n° minéralogique du département,

   INTERNET : www.meteo.fr.

2.6 -     ÉVALUATION DES POTENTIALITÉS CLIMATIQUES D’UN SITEhaut de page

2.6.1 - Introduction

La première étape précédant la prise de décision concernant la mise en place d’uns système de production de neige de culture sur un site donné se révèle capitale, puisqu’elle amène à s’interroger sur la nécessité dans la station de réaliser un tel équipement. A savoir :

·           les aléas d’enneigement du site : l’enneigement naturel du site est-il satisfaisant sur la saison considérée et le risque de déficit en neige est-il fréquent d’une année à l’autre ?

·            les potentialités thermiques du site : les conditions climatiques et notamment thermiques observées sur le site considéré autoriseront-elles un temps de fonctionnement de l’unité d’enneigement artificiel suffisant pour satisfaire les exigences de production et suppléer aux aléas de l’enneigement naturel ?

A ces deux questions, les décideurs doivent obtenir des réponses précises, et par conséquent, des éléments quantitatifs.

L’extrême variabilité des paramètres pris en compte (hauteur des précipitations de neige, température de l’air, degré hygrométrique de l’air) rend cette approche délicate et nécessite une étude au cas par cas. En effet, chaque site considéré bénéficie en quelque sorte d’un microclimat, fonction de sa localisation géographique, de son altitude, de son exposition. Le relief, le régime des vents, voire la végétation en place sont également susceptibles d’influencer le climat local.

Ainsi, il faut s’attendre à trouver entre les différents massifs français, mais également au sein d’un même massif, des conditions climatiques très variables dans l’espace et dans le temps.

Compte-tenu de l’importance des problèmes rencontrés, le Service d’Etudes et d’Aménagement Touristique de la Montagne s’est attaché à développer, avec le concours d’organismes spécialisés et aux compétences reconnues, des méthodes d’évaluation destinées à répondre aux questions posées.

Elles concernent principalement l’évaluation des potentialités thermiques et hygrométriques d’un site donné en vue de la production de neige de culture (Etude du Centre National de la Recherche Scientifique – Environnement climatique), et constituent ainsi, un outil d’aide à la décision.

Le changement climatique

L’avenir du climat de la Terre est devenu depuis quelques années le thème d’un débat passionné.

Les études scientifiques montrent qu’il faut s’attendre à un réchauffement de la Terre, par contre elles divergent fortement sur l’intensité de celui-ci de 1,5 à 4,5 °C pour la fin du siècle prochain.

Pour une augmentation de température estimée arbitrairement à 1,8 °C, on constate que la durée de l’enneigement pourrait être réduite d’un mois par an environ aux altitudes moyennes (1500 m) par rapport à la situation actuelle. Aux altitudes les plus hautes (3000 m) la diminution serait plus faible, de l’ordre d’une quinzaine de jours par an. Du point de vue de l’épaisseur maximale du manteau neigeux, la variation est également très importante aux altitudes moyennes -diminution d’environ la moitié- et plus faible aux altitudes élevées -10 % environ-. Pour ces dernières, le réchauffement se traduit essentiellement par une légère diminution des précipitations neigeuses et une intensification de la fonte à partir de mai, le début de l’hiver n’étant pas modifié.

2.6.2 - Mesures des paramètres météorologiques locaux

Cette étude a pour but d’apporter des informations sur l’enneigement en montagne et, en particulier, de mettre en évidence sa variabilité dans le temps et dans l’espace.

       2.6.2.1 - Période de mesures

       Trois saisons minimum et sur les quatre mois novembre, décembre, janvier et février.

       2.6.2.2 - Répartition spatiale des mesures

        En fonction des caractéristiques topographiques du site :

-       exposition,

-       tranches d’altitude,

-       vents dominants

-       orientation sur site du sens d’écoulement du vent en fonction des températures,

-       environnement proche (forêt, ruisseau…).

       2.6.2.3 - Types de mesure

-       Précipitations : pluie – neige,

-       Température,

-       Hygrométrie

 

2.6.3 - Analyse des mesures

Exemple de graphiques construits à partir des mesures réalisées :

-       histogramme :       Décade du 10 au 20 février    Décade du 20 au 30 décembre


Exemple :     du 10 au 20 février 1965 l’épaisseur moyenne du manteau neigeux a été de 70 cm
du 20 au 30 décembre 1965 l’épaisseur moyenne du manteau neigeux a été de 15 cm


HISTOGRAMME D’ÉVOLUTION DE L’ENNEIGEMENT AU COURS DES ANNÉES
Moyenne sur 10 jours de l’épaisseur du manteau neigeux

 

- Statistiques


Exemple :   du 10 au 20 février la hauteur moyenne de neige au sol de 60 cm a été constatée dans 50% des cas soit une saison sur deux.

CALENDRIER FRÉQUENTIEL CONSTRUIT SUITE AU TRAITEMENT STATISTIQUE
DES DIFFÉRENTS HISTOGRAMMES

Il peut également être utilisé la méthode appelée CANOVAL (Source CNRS Grenoble) qui permet à partir des relevés de températures et hygrométrie sur trois saisons minimum d’extrapôler à plus long terme le nombre d’heures favorables de froid.

Elle consiste à estimer la probabilité avec laquelle les conditions météorologiques propices à la production de neige seraient satisfaisantes. haut de page

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