Télédétection du manteau neigeux et modélisation de la contribution des eaux de fonte des neiges aux débits des oueds du haut atlas de Marrakech

· Conclusion

L'étude présentée dans ce chapitre s'est focalisée sur le test d'une méthode de spatialisation de la température maximale de l'air, principalement développée pour les zones montagneuses avec des données météorologiques peu nombreuses vis-à-vis de la variabilité spatiale attendue. La bande thermique des images Landsat ETM+ a été utilisée pour calculer les températures de brillance. Ces dernières données sont comparées avec les températures maximales de l'air mesurées dans les stations météorologiques disponibles. La relation linéaire entre la température de brillance « Tb » et la température maximale de l'air « Tam » obtenue permet de généraliser le calcul des températures maximales de l'air dans tous les pixels pour chaque image ETM+. Cette information est utilisée pour caractériser la variation spatiale de la température de l'air en fonction des facteurs topographiques (altitude, pente et exposition) et l'angle d'élévation solaire. A partir de cela, nous avons initialisé le modèle de variation spatiale de la température de l'air (MSPAT) à l'échelle temporelle en utilisant les données enregistrées dans une station de référence.

Les simulations des températures de l'air par le modèle MSPAT sont comparées avec celles obtenues avec le modèle de gradient d'altitude (GRAD). Les résultats obtenus avec les deux modèles à l'échelle des stations météorologiques disponibles sont similaires. A l'échelle spatiale, dans le bassin versant de la Rheraya qui présente une importante hétérogénéité topographique, les modèles sont validés par les surfaces de neige (SCA) estimées. Ces dernières sont comparées avec les SCA calculées à partir des données MODIS. Les résultats montrent que le modèle MSPAT améliore significativement les simulations des SCA. L'approche développée ici peut être intéressante pour des applications hydrologiques, spécialement pour la modélisation de la fonte des neiges à l'échelle du bassin versant.

Chapitre V :  Modélisation de l'accumulation et de la fonte des neiges dans le bassin versant de Rheraya

· Introduction

Les modèles décrivant les processus associés à l'accumulation et à la fonte des neiges ont des degrés de complexité très contrastés et sont utilisés pour répondre à plusieurs objectifs. Ceux-ci vont de la prévision des débits dans des modèles hydrologiques opérationnels (Melloh et al., 1997, Gomez et al., 2002) ou dans des modèles de circulation atmosphériques (Essery, 1997; Beniston et al. 2003) jusqu'à la prévision des impacts de processus de neige dans des études écologiques (Groffman et al., 1999), en passant par la prédiction d'avalanche (Essery et Yang, 2001).

Le degré de complexité de ces modèles va du simple produit d'un facteur de fonte et de la température moyenne de l'air (méthode degré-jour) jusqu'aux modèles à base physique décrivant les échanges d'eau et d'énergie sous toutes ses formes entre le sol, les différentes couches du manteau neigeux et l'atmosphère. Généralement, on classe les modèles de fonte de neige en deux grandes catégories: les modèles conceptuels empiriques simples de type degré jour et les modèles complexes de bilan d'énergie à base physique. Les modèles degré jour (Martinec, 1985) sont adaptés à l'utilisation en hydrologie nivale à des fins opérationnelles dans les grands bassins, tandis que les modèles de bilan énergétique (Bloschl et al.,1991a,b; Tarboton et al., 1995; Marks et al., 1999b, Boone, 2000) sont adaptés aux études de processus et à l'assimilation de données de télédétection active ou passive dans le domaine micro-onde. Même s'ils sont compliqués et nécessitent une grande quantité de données d'entrée, ils représentent de manière la plus exhaustive et mécaniste possible les interactions entre les processus physiques au sein du couvert nival : l'accumulation, la fonte et la métamorphose de la neige. Certaines études dans des petits bassins versants expérimentaux bien instrumentés ont montré que ces modèles pouvaient fournir une représentation réaliste de la distribution spatiale de l'évolution du couvert nival, pour peu que les phénomènes les plus difficiles à représenter, tels que l'ablation par le vent soient pris en compte (Daly et al., 2000 ; David et Danny, 2005 ; Shamir et Georgakakos, 2006).

Nous nous intéressons dans ce chapitre avant tout à la fonte des neiges dans un contexte de prévision du débit. Le premier objectif est de comprendre les processus physiques qui contrôlent l'ablation des neiges dans notre zone. Considérant le fait que l'utilisation d'un indice de température pour prédire l'apport de la fonte de neige est acceptée comme une simplification considérable du bilan énergétique. Cette méthode utilise la température et les précipitations pour résumer l'accumulation puis la fonte de la neige. La température de l'air étant le seul indice qui traduise les facteurs agissant sur les échanges d'énergie à travers l'interface neige-air. Le second objectif est de tester la validité des paramétrisations du modèle simple calibrées à l'échelle locale pour spatialiser la fonte à l'échelle du bassin versant. En d'autres termes : les paramètres des relations conceptuelles de fonte calibrés à l'échelle locale sont-ils suffisamment robustes pour être appliqués au reste du massif?

Dans ce chapitre nous allons présenter dans un premier temps les bases théoriques du bilan d'énergie et de masse du manteau neigeux. Ensuite nous décrirons la méthode suivie pour reconstituer les séries de précipitations au site d'Oukaimden qui seront utilisées comme données d'entrée des modèles de fonte appliqués. Le premier est un modèle à base physique (ISBA-ES^13(*) ; Boone, 2000)) qui nous a permis d'analyser les différents processus physiques au sein du manteau neigeux. Le second est basé sur une approche simple dite degré-jour avec deux formulations de facteur de fonte, une utilisée sans aucune calibration (Martinec, 1960) et la deuxième appliquée après calibration (Kuustisto, 1980). En raison du manque des données représentatives à l'échelle du bassin versant, on n'évaluera les résultats de la spatialisation qu'avec le modèle degré jour par comparaison des surfaces de neige simulées avec celles obtenue avec la télédétection, la seule information dont on dispose à cette échelle.

V.1 Bilan d'énergie et de masse du manteau neigeux

La description physique des processus de fonte repose sur le bilan énergétique qui tient compte des modes les plus importants d'échange de chaleur. Les premiers travaux de recherches abordés sur le bilan d'énergie du manteau neigeux ont été réalisés il y a environ cinq décennies (US Army Corps of Engineers, 1956) succédés par plusieurs études publiés dans un ensemble de revue et des livres (Male et Dranger, 1981 ; Male et gray, 1981; Moris, 1989; et Singh ,2001 ; Dewalle et Rango 2008). Bien que les processus d'échanges d'énergie dans le manteau neigeux sont assez bien identifiés en zone tempérée ou nordique, les processus dominants dans les zones arides sont plus difficiles à identifier et décrire, notamment en raison du manque de données in situ disponibles et particulièrement de dispositifs complets de mesures nivales à l'image de ce qui se fait ailleurs (réseau SNOTEL aux Etats-Unis, NIVOSE en France etc). Les instruments installés au site de l'Oukaimdem ont permis de décrire un peu mieux les processus de fonte en milieu semi-aride méditerranéen.

Durant les périodes d'accumulation et de la fonte des neiges, la métamorphose de la neige est contrôlée par l'énergie interne du manteau neigeux. L'état thermique du manteau neigeux dépend étroitement des échanges avec l'atmosphère. L'énergie incidente transmise à la neige est issue du rayonnement solaire et du rayonnement atmosphérique. L'énergie perdue par la surface de neige se fait par le transfert de la chaleur convective de l'atmosphère, par l'échange de chaleur latente de vaporisation dans l'atmosphère et par le rayonnement grande longueur d'onde. Il y a un apport relativement faible de chaleur dû à la pluie ainsi que d'une quantité généralement négligeable de chaleur provenant du terrain sous-jacent ( Figure ýV ).

L'équation générale qui regroupe le bilan d'énergie et de masse du manteau neigeux peut être écrite sous la forme suivante (Male, 1981) ( Équation ýV ):

Équation ýV-

Où est le rapport de l'échange d'énergie (jm^-2s^-1) dans le manteau neigeux, et les deux termes à droite représentent le transfert net d'énergie et de masse vers et à partir du manteau. Le flux d'énergie net () inclus les rayonnements de toute longueurs d'onde absorbé par le manteau neigeux, les transferts turbulents de chaleur latente et sensible à la surface du manteau et le transfert convectif de la chaleur à la base du manteau. Tandis que le transfert de masse () intègre l'énergie équivalente de la sublimation, des précipitations et de la fonte. Le transfert net de l'énergie peut être écrit comme suit  ( Équation ýV ):

Équation ýV-

Avec :

Q^* : Rayonnement net de toute longueurs d'onde (W/m²);

Q_H : Flux de chaleur sensible (W/m²);

Q_E : flux de chaleur latente (W/m²);

Q_P : chaleurs apportée par les précipitations (W/m²);

Q_G : Flux de chaleur du sol (W/m²);

Les rayonnements constituent la composante dominante dans le bilan d'énergie du manteau neigeux (Zuzel et Cox, 1975; Marks et Dozier, 1992). La quantité de chaleur transférée à la couverture de neige par cette principale source d'énergie à la surface de la terre varie avec la latitude, l'exposition, la pente, la saison, l'heure du jour, les conditions atmosphériques, la couverture forestière et la réflectivité de la surface de neige (albédo). Les rayonnements de grande longueur d'onde sont aussi un facteur important d'échange énergétique dans le manteau neigeux. Les échanges de rayonnement de grande longueur d'onde entre l'atmosphère et la surface de neige sont très variables et dépendent essentiellement des conditions nuageuses, de la quantité de vapeur d'eau dans l'atmosphère, du refroidissement nocturne et de la densité de végétation (présence d'un couvert forestier notamment).

Généralement, les processus d'échange turbulents est le second facteur en termes d'importance pour les transformations du manteau neigeux. En effet, il peut avoir des influences significatives sur le rapport de fonte en raison de sa capacité à amplifier ou compenser les flux de rayonnements. Les échanges de chaleur turbulente entre la surface neigeuse et l'atmosphère sont liés à la température de l'air et à la pression de vapeur juste au-dessus de la de surface neige. Ces processus sont particulièrement importants dans des conditions de tempête avec des airs d'advection chauds et des humidités faibles. Les chutes de pluie au dessus du manteau neigeux ont également une influence sur la quantité d'eau de rétention et sur la circulation de l'eau au sein du manteau, mais cela reste un facteur mineur par rapport aux autres flux énergétiques.

Figure ýV- : Diagramme schématique des échanges d'énergie du manteau neigeux

V.1.1 Rayonnement net (Rnet)

Le rayonnement est constitué de deux composantes distinctes : le rayonnement de courte longueur d'onde provenant du soleil, ce dernier émettant quasi exclusivement dans la gamme des longueurs d'onde de 0.3 à 2.2 ìm et du rayonnement de grande longueur d'onde provenant du ciel et du terrain environnant, qui se situent entre 6.8 et 100 ìm. Le rayonnement net sur une surface de neige est décrit par les équations ci-dessous ( Équation ýV et Équation ýV ).

Équation ýV-

Équation ýV-

Avec :

R_net, est la somme du rayonnement solaire net, S_net, et du rayonnement net de grandes longueurs d'ondes, L_net. S_I est la somme des rayonnements incidents direct et diffus de courte longueur d'onde, á est le rayonnement de courte longueur d'onde réfléchi, L_i et L_o sont les rayonnements de grande longueur d'onde incidents et émis ou réfléchis, respectivement. Les nuages et la couverture de forestière influencent radicalement les importances relatives des flux de courte et de grande longueur d'onde, mais R_net reste toujours le flux incident. La composante net de courte d'onde (S_net) régit principalement la durée et la quantité de la fonte; le flux net des grandes longueurs d'ondes (L_net) affecte la période du dégagement de l'eau depuis le manteau neigeux en raison de son influence sur la recongélation pendant la nuit et ainsi sur le bilan d'énergie interne du manteau (Granger et Gray, 1990).

Rayonnement solaire net

Le rayonnement solaire net, S_net, est égal au flux incidents de courte longueur d'onde (S_I) reçu par la surface moins la quantité réfléchie par la surface (á) ( Équation ýV ) ;

Équation ýV-

Le flux total des rayonnements incidents de courte longueur d'onde (rayonnement global, S_I) au niveau de la surface de neige est fait de deux composantes, un faisceau direct avec d'évidentes propriétés directionnelles, et une fraction diffusée par l'atmosphère. Pendant que le faisceau direct traverse l'atmosphère il est atténué par absorption et diffusion.

Les rayonnements solaires arrivant à la surface de la terre sont partiellement réfléchis et partiellement absorbés, en fonction de la réflectivité de la surface. Le rapport entre les rayonnements réfléchis et incidents est nommé albédo, qui varie considérablement avec les conditions et l'âge de la neige. Les surfaces les plus foncées ont un albédo faible et absorbent plus d'énergie solaire que les surfaces les plus claires. Les valeurs d'albédo varient de 0% (aucune réflexion) à 100% (réflexion totale). Le Tableau ýV montre des valeurs typiques d'albédo pour différentes surfaces.

Tableau ýV-: valeurs d'albédo pour différentes surfaces

Rayonnement net de grandes longueurs d'ondes

Le rayonnement net de grande longueur d'onde est la différence entre le rayonnement émis par l'atmosphère ( Équation ýV ) dont on a soustrait la part (1- å_s) réfléchie par la surface ( Équation ýV ) et le rayonnement émis par la surface ( Équation ýV ).

Équation ýV-

Équation ýV-

Équation ýV-

Avec :

L_i est le rayonnement de grande longueur d'onde incident ;

L_o est le rayonnement de grande longueur d'onde sortant, (en W/m2),

å_a est l'émissivité atmosphérique, å_s est l'émissivité de surface, ó est la constante de Stefan-Boltzmann (5.67 x 10^-8 W m^-2 K^-4), Ta et T_s sont les températures de l'air et de surface (K) respectivement.

Le rayonnement incident de grande longueur d'onde (L_i) est émis essentiellement par la vapeur d'eau dans l'atmosphère, ainsi que le dioxyde de carbone et l'ozone. La variation de L_i est ainsi en grande partie un résultat de la variation de la nébulosité et de la température de la vapeur d'eau. Puisque les couches de l'atmosphère près de la surface terrestre ont la teneur en eau et la température les plus élevées, elles ont la plus grande influence sur ce rayonnement.

Le rayonnement sortant (L_o) émi et réfléchi par la surface de neige est calculé par l' Équation ýV L'émissivité de l'air dans le cas d'un ciel clair est calculée par l' Équation ýV ci dessous. L'émissivité de la surface varie généralement entre 0.97 pour une neige ancienne et 0.99 pour la neige fraiche.

De nombreux travaux se sont attachés au développement de méthodes de calcul de l'émissivité. Les méthodes les plus précises requièrent en général les profils verticaux d'humidité et de température de l'atmosphère (Brutsaert, 1982). Ces données étant rarement disponibles, des méthodes de calcul plus simples ont été développées et on été comparées (Crawford et Duchon, 1999; Maidment, 1992). La plupart d'entre elles sont strictement empiriques mais il est aussi possible de dériver l'émissivité sur des bases physiques. Le point de départ de cette dérivation est l'équation de transfert radiatif dans une atmosphère plane stratifiée. Cette dérivation aboutit à la formulation de Brutsaert (1975) ( Équation ýV ).

Équation ýV-

Où e_a est la pression de vapeur (kPa)

* 13 ^_ Interaction Sol-Biosphre-Atmosphre-neige explicite (Explicit Snow)