Composantes advectives, brise et inversion

En l’absence de vent, et a fortiori de foehn, la situation la plus courante en vallée

la nuit et le matin est l’inversion thermique. Le fond des vallées recueille l’air froid,

plus lourd : une heure et demie est nécessaire dans une vallée d’une largeur de 2

kilomètres pour que la couche d’inversion se forme (Escourrou G., 1981). La vitesse de

la brise de montagne qui lui est liée varie de 1 à 2 mètres par seconde en début de nuit à

7 voire 9 mètres par seconde ensuite. La brise de montagne peut débuter dès 16 heures

en hiver (le Soleil est déjà caché par les sommets environnants), vers 19 heures en été.

Son intensité maximale est atteinte entre 19 et 22 heures. Ces affirmations ont valeur de

moyennes et doivent évidemment être nuancées selon la topographie des lieux

considérés ou encore suivant la présence ou non de couches d’air « fossile ».

Le soleil levé, les versants puis le fond de vallée se réchauffent et des phénomènes

convectifs se mettent en place. Les vents tièdes commencent à remonter la pente et

participent à l’abaissement puis à la lente destruction de la couche d’inversion : plus de

4 heures sont nécessaires dans une vallée de 2 kilomètres de large (8 heures dans une

vallée de 6 kilomètres, c’est dire qu’en hiver, une inversion peut perdurer plusieurs

jours). Cette limite d’inversion est souvent visible car accompagnée de brouillards ou

stratus : certains fonds de vallée ne voient pas le soleil durant plusieurs jours alors que

les pentes situées à proximité en profitent allégrement (Figure 1-10).

Quand, le matin, l’air froid commence à disparaître, la brise de vallée débute. Une faible

nébulosité lui est favorable ; elle atteint son paroxysme en début d’après-midi. En été, la

brise de vallée est souvent plus marquée que la brise de montagne. Elle est alors

responsable de la plus forte nébulosité rencontrée dans les parties amont des vallées ou

à proximité des sommets.

L’étude de la rose des vents de la station d’Embrun, sous-préfecture des Hautes-Alpes

(Figure 1-9), démontre une forte similitude entre les directions privilégiées des vents le

14 Se reporter à la Figure 1-8.

matin et l’hiver, opposée à celle mesurée l’après-midi et en saison estivale. La direction

principale de la vallée (du Nord-Est vers le Sud-Ouest de l’amont vers l’aval) influence

très nettement les mouvements de l’air, opposant brise montante (vent de Sud-Ouest) et

brise descendante (vent de Nord-Est) selon le moment de la journée et la saison. On

pourrait multiplier les exemples.

Figure 1-9 : Rose des vents en différentes heures et saisons à Embrun, Hautes-Alpes (Choisnel E.,

1986)

Ces phénomènes locaux sont nécessaires à la compréhension des températures en zone

de montagne durant l’année. Ils expliquent pourquoi, en fond de vallée, les minima sont

très souvent inférieurs aux températures rencontrées plus en hauteur. Parfois même, on

retrouve ces particularités sur les températures maximales. Le tableau qui suit (Tableau

1-1) rappelle quelques éléments du climat qui diffèrent selon qu’une station est disposée

en fond de vallée ou sur une hauteur proche. Les affirmations sont évidemment à

tempérer dans certains cas, mais elles représentent les nuances climatiques essentielles

entre fond de vallée et hauteur voisine.

En hiver, l’humidité relative des fonds de vallée, plus forte, s’accompagne de

brouillards fréquents. La température minimale (et parfois aussi la température

maximale), lors des inversions thermiques, est nettement plus basse dans la vallée que

sur les hauteurs. En été, la loi commune qui énonce que la température décroît avec

l’altitude est par contre bien vérifiée, sauf sur quelques minima. De même, le rythme

des températures diffère entre sommets et vallées : par exemple, dans les Alpes, le mois

le plus froid est janvier dans les vallées, mais parfois février sur les sommets. La Figure

1-11, qui compare les températures moyennes mensuelles (période 1951-1980) de deux

stations de Haute-Maurienne, Bessans (1710 mètres, situation de fond de vallée) et le

col du Mont Cenis (2000 mètres, plus en hauteur), illustre parfaitement les deux

dernières affirmations. En effet, le mois le plus froid est très nettement janvier à

Bessans (-7,6°C contre -6,0°C en février), alors que c’est bien février au Mont-Cenis, de

très peu il est vrai (-5,4°C contre -5,3°C en janvier). Par ailleurs, si de mars à octobre, la

station du Mont-Cenis connaît des températures plus froides que celle de Bessans,

6H TU 15H TU

HIVER ETE

respectant le gradient thermique vertical moyen, durant une longue période hivernale,

de novembre à février, Bessans subit des valeurs beaucoup plus froides (la différence la

plus marquée a lieu en décembre : 3°C). Ces chiffres mettent en exergue la propension

de la vallée à générer des phénomènes d’inversion thermique.

Fond de vallée Hauteur proche

humidité relative plus forte (hiver) vent plus fort

brouillards plus fréquents (hiver) précipitations plus fortes

amplitude thermique plus forte

(diurne et annuelle) ^{brouillards plus fréquents (par mauvais} temps)

température minimale plus basse

température maximale plus élevée en été,

parfois plus basse en hiver

Tableau 1-1 : Quelques nuances climatiques observées entre un fond de vallée et une hauteur

voisine

Figure 1-10 : Mécanismes hivernaux liés à l’inversion thermique (Lhotellier R., 2005).

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

12

14

j f m a m j j a s o n d

Mois

T

e

m

p

ér

at

u

re m

o

yen

n

e

(

°C

)

BESSANS MONT CENIS

Figure 1-11 : Températures moyennes mensuelles (période 1951-1980) comparées de Bessans (1710

mètres) et Mont Cenis (2000 mètres), deux stations de Haute-Maurienne. A droite,

croquis de situation des stations de Bessans (noir), en fond de vallée et Mont-Cenis

(marron), au niveau du col. (Lhotellier R., 2005, d’après données Météo-France)

Rayonnement solaire

Rayonnement IR

Figure 1-12 : Mécanismes des vents locaux, la nuit. Brise d’amont ou brise descendante (Lhotellier

R., 2005).

Lors de nuits dégagées, le sol rayonne sa chaleur vers l’espace et se refroidit. L’air, à son contact,

s’alourdit du fait de la diminution de sa température. Il s’écoule donc vers le bas, sous l’effet de la

gravité.

Situation de nuit :

1: Flux synoptique d’Ouest-Sud-Ouest 3 : Brise de montagne généralisée

2: Brise s’écoulant dans le sens de la pente, vers la vallée

1

3

2

Figure 1-13 : Mécanismes des vents locaux, le jour. Brise d’aval ou brise montante (Lhotellier R.,

2005).

L’échauffement des pentes sous l’action du rayonnement solaire favorise la création d’ascendances : le

sol élève la température de l’air à son contact, qui devient alors plus léger que l’air ambiant au même

niveau. Les ascendances provoquent un appel d’air : celui qui s’échappe vers le haut est renouvelé par

l’air de la vallée. Un flux s’organise ainsi depuis la plaine vers la montagne, canalisé par les vallées.

Situation de jour

4: Brise remontant la pente, dans la vallée 5: Brise de vallée généralisée

1

5

4

1.3. Echelles spatiales de variation des températures

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