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Occurrence des coulées de débris dans le massif des Écrins (Alpes françaises) au XXIe siècle : estimation à partir du modèle climatique ARPEGE

21st century debris flow occurrence in the massif des Écrins estimated from ARPEGE climate modelling
Vincent Jomelli, Michel Déqué, Daniel Brunstein et Delphine Grancher
p. 283-292

Résumés

Un modèle Logit calcule la probabilité annuelle de dépasser un seuil de déclenchement de coulées de débris à partir des paramètres climatiques issus de données provenant de stations météorologiques situées autour du massif des Écrins. Ce modèle est ensuite « contraint » par l’introduction des données climatiques issues du modèle climatique régional ARPEGE mis au point par Météo France ; celui-ci permet de définir trois états actuels simulés pendant la période 1960-2000 et trois états futurs simulés (2070-2100) fondés sur le scénario A2 du GIEC. On compare enfin la simulation des probabilités de dépasser un seuil de déclenchement des coulées, obtenue avec les données climatiques actuelles, avec celle qui est établie avec les estimations pour le siècle prochain. Les résultats montrent que les variations climatiques supposées pourraient induire une diminution de l’ordre de 20-30 % du nombre d’années au cours desquelles la probabilité d’observer au moins trois déclenchements de coulées est supérieure à 0,7 dans le massif des Écrins au xxie siècle.

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Notes de la rédaction

Les auteurs tiennent à remercier S. Etienne, J.-C. Thouret et deux lecteurs anonymes pour leurs remarques qui ont contribué à l’amélioration de ce texte.
Article soumis le 16 avril 2005, accepté le 19 janvier 2007

Texte intégral

Introduction

1Selon l’Organisation Météorologique Mondiale (OMM) un climat est défini par l'ensemble des paramètres statistiques décrivant la distribution des variables météorologiques sur une période de trente ans. Cette définition n'exclut pas que sur un siècle le climat puisse évoluer, mais elle rejette l’idée que des fluctuations interannuelles puissent exprimer une évolution du climat. Les mesures faites au cours du xxe siècle (Böhm et al., 2001 ; Brunetti et al., 2001 ; IPCC, 2001) montrent que le climat a changé en de nombreuses régions du globe, dont la France. Le rôle de l’Homme dans ces changements est de plus en plus mis en avant. Que nous réserve le prochain siècle ? Pour répondre à cette question le Groupe Intergouvernemental d’Experts sur l’Évolution du Climat (GIEC) a proposé un certain nombre de scénarios relatifs aux émissions annuelles de gaz à effet de serre et d'aérosols pour le xxie siècle, en se fondant sur des hypothèses économiques, démographiques et technologiques. Ces scénarios ont été ensuite utilisés par les modélisateurs du climat pour estimer les changements climatiques à l’horizon 2100. Dans le cadre du programme « Gestion et Impacts du Changement Climatique » (GICC), un projet intitulé IMFREX avait pour but d’estimer les impacts des changements anthropiques au xxie siècle sur la fréquence des phénomènes extrêmes de vent, de température et de précipitation. Dans ce projet, l’accent a été également mis sur des phénomènes pour lesquels l’évolution possible du climat au xxie siècle soulève une interrogation légitime relative à la fréquence des tempêtes, des cyclones et à celle des coulées de débris dans le massif des Écrins (Alpes françaises). On sait en effet que le déclenchement de ces dernières est principalement lié à des précipitations d’été intenses ou de longue durée, grâce à de nombreux travaux effectués sur le terrain ou en laboratoire (Caine, 1980 ; Rapp and Nyberg, 1981 ; Innes, 1983 ; Johnson et Rodine, 1984 ; Addison, 1987 ; André, 1990 ; Van Asch et Van Steijn, 1991 ; Luckman, 1992 ; Van Steijn, 1996 ; Blijenberg, 1998 ; Pech et Jomelli, 2001). Par conséquent, une possible augmentation des précipitations pourrait avoir un fort impact sur la dynamique de ce processus sur les versants puisque divers articles portant sur les Alpes ont montré les liens qui existent entre les fluctuations climatiques récentes et la dynamique des coulées de débris (Haeberli et al., 1990 ; Van Steijn, 1991, 1999 ; Zimmerman et Haeberli, 1992 ; Rebetez et al., 1997 ; Gärtner et al., 2003).

2Dans le massif des Écrins, V. Jomelli et al. (2004-2006) ont observé une remontée en altitude de la zone de déclenchement des coulées de débris durant la période comprise entre 1952 et 2000. À basse altitude (moins de 2200 m) le nombre et la fréquence de coulées de débris de moins de 400 m de longueur ont diminué sensiblement depuis les années 1980 tandis qu'aucune variation significative n’a été observée aux altitudes plus élevées, supérieures à 2200 m. Parallèlement, une augmentation significative des pluies d’été dont l’intensité est supérieure ou égale à 30 mm/jour a été constatée depuis ces vingt dernières années, combinée à une réduction significative du nombre de jours de gel. Cependant, les impacts potentiels de changements climatiques futurs ont rarement été explorés.

3L’objectif de cet article est d’étudier les variations d’occurrence des coulées de débris dans le massif des Écrins (Alpes françaises) en réponse au scénario de changement climatique prévu pour le xxie siècle. Le but recherché n’est pas de prédire le déclenchement d’une coulée en un lieu donné en relation avec des conditions météorologiques locales, mais plutôt d’estimer, dans un contexte de réchauffement global, comment les modifications du climat pourraient influencer l’occurrence de ce processus à l’échelle de ce massif alpin. La démarche a consisté à établir un modèle statistique d’occurrence annuelle des coulées de débris à partir de séries météorologiques observées. Un nouveau modèle a été ensuite développé à partir de séries météorologiques simulées correspondant à la période actuelle, pour le comparer à celui qui a été obtenu avec les données observées. Enfin on a « contraint » le modèle fondé sur le climat actuel simulé en utilisant des séries météorologiques simulées pour le xxie siècle afin d’évaluer l’augmentation ou la baisse de l’occurrence des débris de coulées dans le futur.

4Dans le massif des Écrins, les débris mobilisés par les coulées peuvent être d’origine glaciaire (moraine) ou liés à la gélifraction. Dans cet article, nous retiendrons seulement ce dernier cas.

La base de données des coulées de débris

5Une base de données a été constituée à partir de cent trente-trois coulées de débris observées dans le massif des Écrins (45° 00’ S, 6° 30’ E) et sélectionnées dans dix vallées inscrites dans des granites (fig. 1).

Fig. 1 – Carte de localisation.
Fig. 1Location map.

Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1 – Location map.

A : massif des Écrins ; B : grille du modèle ARPEGE ; les points utilisés dans cette étude sont indiqués par un cercle. 1 : station météorologique ; 2 : lac ; 3 : cours d’eau ; 4 : route ; 5 : parc national des Écrins ; 6 : point 4 du modèle ARPEGE.
A: massif des Écrins; B: grid points of the ARPEGE model. The points used in this paper are indicated by a circle. 1: meteorological station; 2: lake; 3: river; 4: road; 5: Ecrins national park; 6: point 4 on ARPEGE grid.

6La zone de départ des coulées correspond dans la plupart des cas à un couloir creusé dans une face rocheuse dont la taille varie entre 1 et 25 ha et dont l’altitude est comprise entre 1600 m et 2500 m (niveau de l’isotherme annuel 0 °C). La présence d’un pergélisol y est donc peu probable ou d’extension très limitée. La datation du déclenchement des coulées repose sur la combinaison de quatre méthodes : analyse des photographies aériennes (missions 1952, 1960, 1967, 1971, 1974, 1981, 1986, 1989, 1994, 1996, 1999 et 2000) et de documents historiques (archives de l’Office des Eaux et Forêts et du Service de restauration des terrains en montagne), combinée à des observations de terrain effectuées annuellement depuis 1995. Enfin, nous avons daté les cicatrices ou la formation de bois de réaction de Larix decidua colonisant certains couloirs. Pour être sûr d'exclure les effets d'autres processus tels que les avalanches, les cicatrices retenues ont été choisies d’après leur taille et leur position par rapport à la trajectoire supposée de l'écoulement des débris. En outre, seuls les impacts sur le tronc ou sur des branches d’arbres vivant à proximité du chenal et/ou des levées ont été pris en considération. Le tronc ou les branches ont été coupés au niveau de la cicatrice puis polis en laboratoire selon les méthodes classiques de la dendrogéomorphologie. Les cernes ont été comptés à l'aide d'une loupe binoculaire. Les coulées antérieures à 1953 ou celles qu’il était impossible de rapporter à une année précise ont été exclues de la base de données.

Les données météorologiques

Les séries observées

7Il s’agit des données météorologiques journalières non homogénéisées provenant de trois stations météorologiques situées autour du massif des Écrins (fig. 1) : La Salette (1770 m), Monétier-les-Bains (1490 m) et Saint-Christophe-en-Oisans (1570 m). Pour chaque station sont disponibles : les températures quotidiennes moyennes, minimales et maximales et les précipitations mesurées par 24 h, depuis 1961.

Les simulations du modèle Arpège

8Le modèle ARPEGE a été mis au point par l’équipe du Centre National de Recherches Météorologiques (CNRM) de Météo France. Il s’agit d’un modèle régional dérivé du modèle de prévision opérationnel à courte échéance. Il utilise une option originale qui consiste à faire varier la résolution horizontale entre une zone d’intérêt et ses antipodes (Déqué et Piedelievre, 1995 ; Déqué et al., 1998). La résolution varie de 50 km au centre de la Méditerranée à 450 km dans le Pacifique sud. Cela assure une résolution d'au moins 60 km sur la France, ce qui permet de représenter les principaux massifs montagneux. La discrétisation verticale se fait sur 31 couches qui suivent le relief avec des épaisseurs variables. Le pas de temps de calcul est de 30 mn. La version utilisée est la version 3 (Déqué et al., 1999 ; Gibelin et Déqué, 2003).

9Le modèle ARPEGE est employé pour fournir trois simulations du climat entre 1960 et 1999. Il utilise les relevés des températures de surface de la mer au pas de temps mensuel et des concentrations moyennes des constituants atmosphériques radiativement actifs au pas décennal (pour les gaz à effet de serre, il s’agit de moyennes globales et pour les aérosols de données en fonction de la latitude et de la longitude). Ces expériences sont appelées Actu1, Actu2 et Actu3. Elles ne diffèrent que par les conditions initiales et sont donc des représentations équiprobables du climat présent. Avec le même modèle trois simulations sur une période de trente ans appelées Futu1, Futu2 et Futu3 ont été effectuées pour la période 2070-2100. Elles utilisent le scénario de changement climatique pour le xxie siècle en considérant l’hypothèse A2 (concentration en CO2 doublée) du GIEC (Joussaume, 1999). Ce scénario climatique du xxie siècle est établi de la manière suivante : dans un premier temps, à partir de cette hypothèse A2, une simulation, utilisant un modèle couplé océan-atmosphère à basse résolution (300 km), effectuée par le modèle du Hadley Centre, a permis de fournir un scénario d’évolution pour la température de surface de la mer et pour l'étendue de la banquise (Royer et al., 2002). Ces températures de surface de la mer et cette étendue de la banquise sont ensuite utilisées dans ARPEGE pour simuler le climat futur. On obtient finalement pour chacun des 360 points d'un domaine couvrant la France, des informations quotidiennes relatives à différents paramètres dont les températures au sol, et les précipitations. Parmi ces 360 points, sept ont été sélectionnés pour encadrer le massif des Écrins (fig. 1).

Validation des scénarios simulés du climat présent

10La tâche consiste à évaluer et à comparer les températures et les précipitations observées de 1960 à 2000 aux simulations climatiques effectuées pour la même période. La validation a été faite de manière systématique à l’échelle de la France en utilisant uniquement les séries de référence homogénéisées, mais seul le cas de la station de référence de Grenoble (données homogénéisées) est présenté ici en raison de sa proximité avec le massif des Écrins.

11Dans l’exploitation classique des simulations climatiques, on travaille en mode anomalie, c’est-à-dire que l’on s’attache à évaluer l’importance des différences entre le modèle et la réalité. Si le modèle présente un biais raisonnable (par exemple s’il est trop chaud de 1 °C par rapport aux observations), on suppose que ce biais sera sensiblement le même dans le climat de la fin du xxie siècle. Si cette hypothèse était fausse, il faudrait renoncer à toute étude numérique, car même une simulation parfaite du climat présent ne nous garantirait pas contre l’apparition de biais grossiers, dans le climat simulé, en réponse à une modification de l’effet de serre. Une fois les biais importants corrigés, on dispose de séries modélisées qui ont la même distribution statistique, par construction, que les séries observées.

12Cependant, une telle méthode de correction s’applique aux moyennes mensuelles ou saisonnières, mais n’est pas nécessairement appropriée pour corriger les phénomènes extrêmes. Il faut donc étudier la fonction de répartition et non pas la moyenne. Pour ce faire, on applique la méthode de la comparaison quantile–quantile (diagramme associant deux à deux les valeurs minimales, les valeurs maximales, et les 99 centiles de chaque série). Ainsi, pour les températures minimales et maximales diurnes, l’analyse a porté sur 54 années de données quotidiennes. Pour les précipitations, les quatre saisons ont été traitées indépendamment. Chaque point de grille du modèle est associé à la station la plus proche. Les 99 centiles ainsi que les deux extrêmes absolus ont été évalués pour chaque point, chaque saison et chaque paramètre. Les trois simulations effectuées sur la période de 40 ans (1960-2000) ont été traitées séparément et les centiles ont été moyennés pour assurer une meilleure stabilité statistique.

13En comparant la distribution des variables simulées pour le climat présent avec les valeurs observées à Grenoble, le constat est le suivant : la température maximale diurne est trop élevée de 8 °C en hiver lorsque les valeurs réelles sont négatives, et trop basse de 2 °C pour les valeurs enregistrées supérieures à 10 °C. Au printemps, elle est trop élevée de 2 à 4 °C pour les valeurs supérieures à 10 °C. En été et en automne, il existe un bon accord entre les simulations et les observations sur tout le spectre.

14La température minimale simulée est trop chaude en hiver, sauf lorsque les températures observées dépassent 10 °C. L’écart maximum est de 8 °C vers -5 °C. Autrement dit, les températures inférieures à -5 °C dans le modèle ont la même fréquence que les températures enregistrées, inférieures à -13 °C. Au printemps et en automne, les valeurs simulées sont correctes par rapport aux températures réelles, supérieures à 2 °C, mais trop chaudes pour les valeurs inférieures. En été, les valeurs sont correctes jusque vers 20 °C, mais trop basses de 2 °C au-dessus.

15Les pluies faibles simulées ont une trop forte fréquence en toutes saisons. En hiver, le modèle se comporte comme le climat réel jusqu'à des valeurs de 20 mm par jour, puis sous-estime les fortes pluies. Au printemps et en automne, ce défaut est moins prononcé puisque la distribution des précipitations quotidiennes de 40 mm dans le modèle correspond à celle de 50 mm par jour dans la réalité. En été les abats d’eau supérieurs à 10 mm par jour sont fortement sous-estimés.

Les tendances climatiques pour le siècle prochain

16La comparaison entre le climat actuel observé et le climat actuel simulé permet de transformer une valeur issue du modèle (par exemple une température minimale en hiver) en variable pseudo-observée, en utilisant le diagramme quantile–quantile comme fonction de transfert. Il est donc possible de comparer les valeurs du climat présent simulé à celles issues du scénario pour la fin du xxie siècle. Les résultats montrent des variations saisonnières de la valeur du réchauffement selon qu’il s’agit des températures maximales ou minimales. L’écart avec les données du xxe siècle s’accroît lorsque les températures diurnes maximales d'hiver sont basses (6 °C à -10 °C contre 3 °C à 20 °C) ; au printemps, le réchauffement diurne est uniforme de 4 °C ; en été, il atteint 5 °C, voire 6 °C au-delà de 30 °C ; en automne, il se situe entre 3 °C et 4 °C. Les températures minimales d'hiver ont un comportement similaire au maximales : élévation de 10 °C par rapport à -20 °C contre 3 °C pour les températures positives. Pour les autres saisons, le réchauffement est indépendant des températures minimales observées : 3 °C au printemps et en automne, 4 °C en été. La conséquence de ce réchauffement est une diminution significative du nombre de jours de gelée.

17En hiver et en automne les précipitations augmentent, surtout les fortes précipitations (30 mm par jour deviennent 45 mm par jour) tandis qu’elles n’augmentent pas de manière significative au printemps. En été, l’évolution est plus complexe ; pour des valeurs quotidiennes inférieures ou égales à 50 mm, le nombre de jours pluvieux diminue tandis qu'au-delà de ce seuil, il augmente (Déqué, 2005). La vraisemblance de l’augmentation des précipitations supérieures à 50 mm par jour en été peut être largement discutée puisque cette situation n’est observée ni dans la réalité, ni dans le climat actuel simulé, à de très rares exceptions près. En effet, le poids de ces événements est très limité puisqu’il représente moins de 0,05 % des cas à Saint-Christophe-en-Oisans, entre 1964 et 2000. Rappelons enfin que le changement climatique tel qu’il est envisagé pour les années 2070-2100 n'est pas une prévision, mais une illustration de ce qui pourrait se produire si les concentrations de gaz radiativement actifs augmentaient conformément aux hypothèses préalablement citées.

La modélisation statistique de l’occurrence des coulées de débris

18Au cours de recherches antérieures, le déclenchement des coulées de débris a été modélisé, couloir par couloir, en fonction de paramètres géomorphologiques et climatiques (Jomelli et al., 2003, 2004, 2006). Dans le présent article, le but recherché est de calculer, à l’échelle du massif, la probabilité qu’un seuil de trois déclenchements annuels de coulées de débris soit dépassé, en ne retenant que des paramètres météorologiques comme variable explicative. Cette probabilité est estimée grâce à un modèle dit « logit » (Aldrich et Nelson, 1984). Il s’agit d’un modèle de régression où la variable expliquée est la probabilité pi de dépasser un seuil de déclenchement annuel. Afin de ne pas obtenir des valeurs hors de l’intervalle [0,1] on réalise une transformation de pi= Pr (Yi=1)

(1)

19Le modèle que l’on va chercher à estimer s’écrit :
Logit (pi) = αi = β’x + e (2)
où x est l’ensemble des variables explicatives et α et β sont les paramètres de régression à estimer.

20On a ensuite effectué la somme annuelle du nombre de déclenchements observés sur les 133 coulées de débris. Le résultat a été classé en deux groupes de taille égale (obtenu à partir d’un seuil de trois déclenchements annuels) donnant aux années avec moins de trois déclenchements le code 1 et les années avec au moins trois déclenchements le code 2.

Résultats

Modèles de probabilités de déclenchement à partir de données observées pour la période actuelle

21D'un point de vue théorique, le déclenchement des coulées de débris prises en considération dans cet article se produit quand deux conditions sont réunies, d’une part des précipitations intenses ou de longue durée et d’autre part un stock de débris disponible (Pech et Jomelli, 2001). Les modèles étant établis à l’échelle du massif des Écrins, l’influence des précipitations sur leur déclenchement a donc été estimée en utilisant les données météorologiques provenant des différentes stations réparties autour du massif. Nous avons, par exemple, examiné le poids des précipitations annuelles, saisonnières ou mensuelles, ou le cumul des précipitations durant trois, quatre, cinq et dix jours consécutifs qui se produisent au pas de temps saisonnier ou mensuel, dans ces stations. Enfin nous avons également pris en considération le nombre de jours, entre le 15 juin et le 15 octobre, pendant lesquels les précipitations journalières étaient supérieures à 20 mm, 30 mm, 35 mm et 40 mm ainsi que le cumul quotidien le plus élevé durant cette même période.

22Quant au stock de débris accumulé en forme de cône apical au pied des parois (Pech et Jomelli, 2001), on sait qu’il est produit par la gélifraction de la roche. Ne disposant pas d’information sur la gélifraction affectant les parois, ce paramètre a été estimé à partir du nombre de jours durant lesquels se produit une alternance gel–dégel. On a également considéré la température du jour le plus froid dans l’année ou encore le nombre de jours de gelées extrêmes, c'est-à-dire supérieures à deux écarts types de la moyenne annuelle.
Au total, trente-cinq variables indépendantes ont été testées.

23Parmi ces variables testées, le modèle le plus pertinent est le suivant :
Logit(p1) = - 3,846 + (0,87 x Np) +e (3)
La variable Np représente le nombre de jours, entre le 15 juin et le 15 octobre, au cours desquels les précipitations sont supérieures à 20 mm à Monétier-les-Bains. Cette variable est significative pour un risque d’erreur de 1 % et le pourcentage des prévisions correctes est 76,3 (tab. 1).

Tableau 1 – Caractéristiques des modèles de déclenchement annuel de coulées de débris dans le massif des Écrins.
Table 1 – Annual triggering model characteristics of debris flows in the Massif des Écrins.

Type de modèle

Paramètre

Intercept

Erreur standard

T-ratio

Valeur de P

Climat observé

Constante

-3,846

1,32 -

3,61

0,001

Psup 20

0,87

0,277

3,492

0,001

Climat simulé

Constante

-2,151

1,067 -

2,82

0,005

Psup 20

0,743

0,31

2,946

0,003

24Cette équation (3) apporte des informations essentielles sur la nature des variables qui interviennent de manière significative dans le déclenchement des coulées de débris dans le massif des Écrins. Il ressort que seules les précipitations extrêmes estivales supérieures à 20 mm par jour sont significatives. En d’autres termes, parmi les 133 coulées prises en compte dans cette étude, certaines ont sans aucun doute été déclenchées par la fonte du manteau nival ou encore à la suite de précipitations peu intenses mais de longue durée, mais il ne s’agit pas du fonctionnement habituel.

Modèles de probabilités de déclenchement à partir de données simulées pour la période actuelle

25Afin de s’affranchir des biais qui existent entre le climat actuel observé et les simulations, de nouveaux modèles logit de déclenchements de coulées ont été développés en utilisant cette fois des séries météorologiques simulées par ARPEGE sur la période actuelle, à partir des expériences Actu1, Actu2, Actu3 pour les sept points de la grille du modèle encadrant le massif des Écrins. L’équation exprimant la probabilité de déclenchement de coulées de débris peut s’écrire à basse et haute altitude respectivement de la manière suivante :
Logit(p1) = -2,151+ (0,743 x Np) + e (4)
avec Np = le nombre de jours au cours desquels les précipitations journalières sont supérieures à 20 mm entre le 15 juin et le 15 octobre (données météorologiques provenant du point 4 de la grille d’ARPEGE et de la simulation Actu1). Cette variable est significative pour un risque d’erreur de 5 % et le pourcentage des prévisions correctes est de 66,8 (tab. 1).

26En comparant avec le modèle obtenu à partir du climat observé on remarque que malgré le biais entre le climat observé et les simulations, c’est la même variable qui est significative. Et bien qu’il existe des variations entre les précipitations observées dans le massif des Ecrins et celles issues des simulations d’ARPEGE, ces deux modèles ne diffèrent pas de manière significative (fig. 2). Des tests statistiques (Wilcoxon) ont également confirmé l’absence de variation significative entre les probabilités estimées à partir des différents états simulés. Autrement dit, les résultas sont les mêmes quelle que soit la simulation du climat actuelle utilisée.

Fig. 2 – Probabilités de dépasser le seuil de trois déclenchements par an.
Fig. 2 – Probabilities of exceeding the threshold of three triggering events per year.

Fig. 2 – Probabilités de dépasser le seuil de trois déclenchements par an. Fig. 2 – Probabilities of exceeding the threshold of three triggering events per year.

Les probabilités sont calculées au point 4 de la grille d’ARPEGE en fonction du nombre de jours au cours desquels les précipitations journalières sont supérieures à 20 mm entre le 15 juin et le 15 octobre pendant la période 1960-2000. 1 : Actu1 ; 2 : Actu2 ; 3 : Actu3 ; 4 : observations.
These probabilities are estimated according to the number of rainy days greater than 20 mm per day between June 15th and October 15th (1960 and 2000, point 4). 1: Actu1; 2: Actu2; 3: Actu3; 4: observations.

Estimation des probabilités de déclenchement pour la fin du siècle

27Les précipitations intenses sont le paramètre essentiel intervenant dans le déclenchement des 133 coulées de débris. L’influence du changement climatique sur leur déclenchement a été estimée à partir des sorties du modèle climatique ARPEGE entre 2070 et 2100. Toutefois pour s’affranchir des biais liés à la simulation, nous avons comparé les probabilités de déclenchements entre l’état actuel simulé et l’état futur simulé. Les probabilités simulées pour le climat futur ont été estimées en remplaçant les précipitations par celles prévues pour la fin du siècle. Cette variable changeant selon les expériences (en raison des conditions initiales différentes dans les données d’entrée du modèle ARPEGE) et les points de la grille d’ARPEGE, des estimations ont été faites pour chaque cas. Ainsi pour chacun des sept points, neuf combinaisons ont été effectuées entre les trois scénarios climatiques proposés pour l’actuel et les trois pour le futur.

28Chaque modèle de probabilité calculé pour chacun des trois scénarios climatiques de l’état actuel a été comparé aux probabilités obtenues après un forçage avec l’expérience Futu1 puis avec Futu2 et enfin avec Futu3. Les figures 3A et 3B montrent le nombre d’années associé à une valeur de probabilité qu’il y a d’observer au moins trois déclenchements, pour les scénarios Actu1, forcés par Futu1, du modèle ARPEGE.

Fig. 3 – Nombre d’années associées à une probabilité de déclenchement des coulées de débris.
Fig. 3 – Number of years associated with a triggering probability value.

Fig. 3 – Nombre d’années associées à une probabilité de déclenchement des coulées de débris. Fig. 3 – Number of years associated with a triggering probability value.

A : simulation Actu1 au point 4 sur la grille d’Arpège ; B : Futu2 au point 4 sur la grille d’Arpège.
A: Actu1 simulation, point 4 on ARPEGE grid; B: Futu2 simulation point on ARPEGE grid.

29Entre 1960 et 1999 (fig. 3A) le seuil de probabilité (0,7) d’observer au moins trois déclenchements annuels est dépassé dans 37 % des cas. Entre 2070 et 2100 (fig. 3B) ce nombre d’années n’est plus que de 5 pour un même seuil de probabilité soit 15 % des cas. Cette baisse du nombre d’années, au cours desquelles la probabilité d’observer au moins trois déclenchements par an, est encore plus marquée pour certaines combinaisons. En comparant les résultats des modèles de probabilité entre Actu2 et Futu2 on note une diminution de 30,2 %. En considérant un seuil de 8 chances sur 10 d’observer au moins trois déclenchement par an, cette baisse est également très sensible, avec des taux compris entre 22 et 27 % selon les expériences.

Discussion

30Lorsque l’on cherche à mettre en relation le fonctionnement d’un processus et les données du climat, deux approches spatiales sont possibles. La première consiste à procéder à des mesures dans le cadre d’un petit bassin versant. Les liens entre les observations météorologiques et le fonctionnement du processus sont alors directs. Cependant, la représentativité de ce bassin versant peut être discutable, en particulier lorsque l’on étudie des processus, comme les coulées de débris dont le fonctionnement est, par définition, discontinu. Une seconde approche privilégie au contraire une autre échelle, celle d’un massif par exemple. En multipliant les observations effectuées dans de nombreux bassins versants, la variabilité spatiale du fonctionnement est mieux prise en compte. C’est cette approche qui a été choisie ici car elle est la plus adaptée à la problématique des impacts du changement climatique. Toutefois, le lien entre les variations de la dynamique du processus morphogénique et le climat est moins direct. Par exemple, on rattache le déclenchement d’une coulée de débris dont la zone de départ est située vers 2400 m d’altitude à des précipitations intenses enregistrées dans une station météorologique située 1000 mètres plus bas et pas nécessairement dans la même vallée. On sait pourtant que l’intensité et la durée des précipitations locales jouent un rôle important dans le déclenchement des coulées de débris en milieu alpin. Des seuils de déclenchement en relation avec l’intensité des précipitations ont été proposés à plusieurs reprises par différents auteurs (voir par exemple les travaux de Van Steijn, 1996). On a également montré que des précipitations dont la durée ne dépassait pas quelques minutes mais avec des intensités bien supérieures à celles calculées au pas de temps horaire suffisaient à déclencher une coulée de débris (Blijenberg, 1998). Rappelons également que d’autres auteurs ont évoqué le rôle que peut jouer aussi la fonte nivale (Wei et Gao, 1992) ou les avalanches (Bardou et Delaloye, 2004).

31Aussi le fait de relier le déclenchement d’une coulée de débris en altitude à des données météorologiques relevées dans la vallée peut paraître surprenant, de même que le choix de travailler à l’échelle du massif et non du bassin versant. Une explication s’avère nécessaire. Il convient, tout d’abord, de rappeler qu’il a été démontré à différentes reprises que c’est la pression interstitielle dans le sol qui est le facteur déterminant dans le déclenchement des coulées, facteur qui n’est pas directement relié aux mesures faites dans le pluviomètre d’une station météorologique quand bien même celle-ci serait située à haute altitude. En d’autres termes le biais est davantage lié à l’utilisation de données météorologiques qu’à l’altitude de la station elle-même. Par ailleurs afin d’évaluer l’impact que peut avoir l’altitude des stations utilisées sur les précipitations, les données quotidiennes de la station de Monétier-les-Bains ont été comparées à celles collectées pendant neuf ans à Tête Noire, station située dans la même vallée, mais à une altitude plus élevée (2030 m). Le résultat de la comparaison (z-test) ne montre pas de différences significatives dans le nombre de jours au cours desquels les précipitations ont été supérieures à 20 mm entre le 15 juin et le 15 octobre entre 1976 et 1985. Le nombre est strictement identique, excepté en 1984, année pour laquelle on enregistre trois événements supérieurs à 20 mm dans la vallée contre quatre à Tête Noire.

32Cependant conscients de la difficulté à évaluer précisément les paramètres météorologiques (tant à propos des valeurs que de la différence d’altitude entre le lieu où les mesures sont collectées et la zone de déclenchement des coulées) responsables du déclenchement des coulées, le choix de la modélisation statistique (logit) a permis de tenir compte de ces incertitudes. Force est de constater que les observations météorologiques de basse altitude permettent de rendre compte du fonctionnement du processus morphogénique le long des versants. C’est la raison pour laquelle la variable Np qui apparaît dans l’équation (3) est hautement significative. Les modèles confirment ce rôle prépondérant des précipitations extrêmes même si dans ces modèles logit, présentés précédemment, les précipitations sont calculées au pas de temps journalier. Le fonctionnement atypique d’un couloir de coulées ou la relation spécifique d’une zone d’accumulation de débris par rapport à une situation météorologique particulière ont donc été gommés par le poids des autres observations, au profit d’un comportement général représentatif du fonctionnement de l’ensemble des coulées sélectionnées dans le massif des Écrins.

33Selon cette même logique spatiale, nous avons utilisé des données météorologiques simulées dont la résolution est de 60 km. Bien que celle-ci soit large nous pensons qu’elle reste adaptée aux objectifs fixés dans cet article. En effet, le but n’était pas ici de prédire le déclenchement d’une coulée en un lieu donné pour des conditions météorologiques spécifiques ni même de définir des zones affectées par ce processus au xxie siècle. Nous cherchions plutôt à estimer dans un contexte de réchauffement climatique, comment les modifications du climat pourraient influencer l’occurrence de ce processus à l’échelle annuelle. D’un point de vue spatial, notre analyse a été effectuée à petite échelle puisqu’elle intègre la réponse des 133 coulées dans les dix vallées du massif. Cette échelle est assez peu différente de celle du modèle ARPEGE. Plusieurs kilomètres peuvent en effet séparer la zone de déclenchement de ces coulées et les données météorologiques qui ont été utilisées pour produire l’équation (3). C’est sans doute une des raisons pour lesquelles il n’y a pas de variation significative entre les probabilités de déclenchement des coulées de débris obtenues à partir des observations et celles obtenues à partir du climat actuel simulé.

34Par ailleurs, en comparant les précipitations observées avec celles simulées par ARPEGE pour la période actuelle, nous avons constaté des biais importants, bien que le modèle ait été spécialement adapté pour simuler les événements extrêmes. Aux vues de ces différences, on peut naturellement s’interroger sur la pertinence des résultats estimés pour la fin du siècle. Aussi convient-il de rappeler les étapes qui ont permis de mettre en évidence une diminution de la probabilité d’observer au moins trois déclenchements annuels vers 2100. Tout d’abord nous avons comparé les modèles logit établis à partir d’observations avec ceux réalisés à partir d’ARPEGE : les variations entre ces modèles ne sont pas significatives. Cela sous-entend donc que les biais dans l’estimation des précipitations extrêmes ne sont pas suffisamment importants pour induire une divergence dans les résultats. Ceci s’explique sans doute par le fait que le modèle construit à partir des observations météorologiques de basse altitude intègre déjà une partie de l’erreur. Ensuite, il existe des effets de seuils qui gomment les différences entre les observations et les simulations. Si la probabilité d’observer plus de huit événements intenses, en été, diffère largement entre le modèle et les observations cela n’affecte pas les résultats dans la mesure où, pour un seuil inférieur, cette probabilité est déjà de 1 (fig. 2). Par ailleurs les prévisions réalisées pour la fin du siècle sont fondées sur une comparaison entre deux modèles construits à partir des simulations d’ARPEGE. L’erreur sur les précipitations dans le climat actuel simulé est donc identique à celle estimée pour le climat futur, ce qui permet de s’affranchir de ce biais.

35Pour finir on peut évoquer l’incertitude liée à la stabilité temporelle des relations entre les paramètres météorologiques et le déclenchement des coulées de débris. L’approche choisie ici reposait sur un forçage des modèles statistiques construits sur la situation actuelle. On a donc supposé sans pouvoir le vérifier que ce forçage n’aurait pas de conséquence sur la pertinence des variables explicatives, le seuil de 20 mm par jour en été pour les précipitations intenses par exemple. Dans les simulations du climat actuel, c’est également le seuil le plus significatif, mais rien ne permet de vérifier la stabilité de cette relation dans le climat futur simulé. Cette hypothèse nous paraît néanmoins raisonnable, car la valeur de 20 mm reste constante, indépendamment des différences constatées entre le climat actuel observé et les simulations. Ce problème de stabilité des paramètres est complexe et malheureusement se rencontre chaque fois que le lien entre un processus et le climat ne repose pas sur une modélisation physique, qu’il s’agisse du climat actuel, passé ou futur. De nombreuses publications formulent des hypothèses sur le climat passé à partir de la reconnaissance de formes et formations issues de processus divers comme les avalanches ou les coulées de débris. Or ces hypothèses climatiques reposent sur le même raisonnement que celui proposé dans cet article. Cela étant dit, les reconstitutions climatiques au cours de l’Holocène à partir d’indicateurs indirects du climat ont montré que ces approches classiques en géomorphologie étaient pertinentes.

36À l’avenir, la question sur laquelle nous souhaitons nous pencher est celle des impacts de l’élévation de l’isotherme 0 °C, sur la dynamique des coulées de débris. Le modèle Arpège prévoit une hausse des températures moyennes annuelles d’environ 2 °C en 2100, ce qui provoquerait une remontée de l’isotherme 0 °C de plus de 300 m, si l’on applique un gradient de 0,6 °C par 100 m. La fonte du pergélisol de paroi dans la zone comprise entre l’altitude de l’actuel isotherme 0 °C et celle atteinte vers 2100 m pourrait favoriser la libération de matériaux rocheux mobilisables par les coulées de débris. Or il a été démontré à plusieurs reprises que la disponibilité du stock de débris est un paramètre essentiel dans le déclenchement des coulées (Pech et Jomelli, 2001). Cette libération soudaine de matériaux pourrait donc compenser les effets de la diminution du nombre de jours au cours desquels les précipitations ont une forte intensité. À moyenne altitude, au contraire, on pourrait s’attendre à une diminution de l’activité morphogénique tout spécialement dans les vallées où les sommets ne dépassent pas 2400-2600 m, conformément à ce qui a été observé entre 1950 et 2000 dans une précédente étude (Jomelli et al., 2004).

Conclusion

37L’objectif de cet article est d’estimer les impacts du changement climatique prévu pour le xxie siècle sur l’occurrence des coulées de débris, dans le massif des Écrins. Nous avons dans un premier temps mis au point un modèle de probabilité de déclenchement annuel des coulées de débris en fonction du nombre de jours d’été au cours desquels les précipitations sont supérieures à 20 mm. En nous appuyant sur les résultats des différentes simulations du modèle ARPEGE, mis au point par Météo France, nous avons estimé les changements intervenant sur les événements climatiques extrêmes dans le massif des Écrins. Ces simulations montrent toutes une diminution des précipitations intenses d’été. Le principe a consisté ensuite à remplacer les observations météorologiques par des données issues de la modélisation et à recalculer de nouvelles probabilités d’occurrence des coulées de débris. En comparant les probabilités de déclenchement estimées sur la période actuelle à partir des simulations et celles obtenues pour le xxie siècle, on montre que les variations climatiques pourraient induire une diminution de l’ordre de 30 % de la probabilité de déclenchement des coulées de débris dans le massif des Écrins. Toutefois de fortes variations spatiales dans ces probabilités sont attendues, liées notamment aux altitudes plus élevées dans le nord du massif.

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Bibliographie

Addison K. (1987) – Debris flow during intense rainfall in Snowdonia, North Wales: A preliminary survey. Earth Surface Processes and Landforms 12, 561-566.

Aldrich J.H., Nelson F.D. (1984) – Linear probability, logit, and probit models. Series, Quantitative applications in the social sciences, 45, Sage University Paper, Thousand Oaks, 95 p.

André M.F. (1990) – Frequency of debris flows and slush avalanches in Spitsbergen: a tentative evaluation from lichenometry. Polish Polar Research 11, 345-363.

Bardou E., Delaloye R. (2004) – Effects of ground freezing and snow avalanche deposits on debris flows in alpine environments. Natural Hazards and Earth System Sciences 4, 519-530

Blijenberg H.M. (1998) – Rolling Stones? Triggering and frequency of hillslope debris flows in the Bachelard Valley, Southern French Alps. PhD Thesis, Utrecht University, 233 p.

Böhm R., Auer I., Brunetti M., Maugeri M., Nanni T., Schöner W. (2001) – Regional temperature variability in the European Alps: 1760-1998 from homogenized instrumental time series. International Journal of Climatology 21, 1779-1801.

Brunetti M., Maugeri M., Nanni T. (2001) – Changes in total precipitation, rainy days and extreme events in Northeastern Italy. International Journal of Climatology 21, 861-871.

Caine N. (1980) – The rainfall intensity-duration control of shallow landslides and debris flow. Geografiska Annaler 62A, 23-28.

Déqué M. (2005) – Rapport IMFREX, programme GICC. Ministère de l’Écologie. CNRM/GMGEC, Météo France, Toulouse, 41 p.

Déqué M., Piedelievre J.-P. (1995) – High-Resolution climate simulation over Europe. Climate Dynamics 11, 321-339.

Déqué M., Marquet P., Jones R.G. (1998) – Simulation of climate change over Europe using a global variable resolution general circulation model. Climate Dynamics 14, 173-189.

Déqué M., Braun A., Piedelievre J.-P., Marquet P., Dandin P., Guérémy J.-F., Geleyn J.-F., Bazile E., Piriou J.-M., Yessad K., Courtier P., Rochas M. (1999) – ARPEGE version 3, documentation algorithmique et mode d'emploi. CNRM/GMGEC, Météo France, Toulouse, 55 p.

Gärtner H., Stoffel M., Lièvre I., Conus D., Grichting M., Monbaron M. (2003) – Debris flow frequency derived from tree-ring analyses and geomorphic mapping, Valais, Swizerland. In Rickenmann D. and Chen L.C. (ed.), Debris flow hazards mitigation, Millpress, Rotterdam, 207-217.

Gibelin A.L., Déqué M. (2003) – Anthropogenic Climate Change over the Mediterranean region simulated by a global variable resolution model. Climate Dynamics 20, 327-339.

Haeberli W., Rickenmann D., Zimmerman M. (1990) – Investigation of 1987 debris flows in the Swiss Alps: general concept and geophysical soundings. Hydrology in Mountainous regions. II Artificial reservoirs; Water and slopes. Proceedings of two Lausanne Symposia, August 1990. IAHS publication 194, 303-310.

IPCC (2001) – Houghton, J.T., Meira Filho, L.G., Gallander, B.A., Harris, N., Kattenberg, A. and Maskell (eds.) Climatic Change 2000: The Science of Climate Change, Cambridge University Press, Cambridge, 572 p.

Innes J.L. (1983) – Lichenometric dating of debris flow deposits in the Scottish Highlands. Earth Surface Processes and Landforms 8, 579-588.

Johnson A., Rodine J.R. (1984) – Debris flow. In Brunsden D. and Prior D.B (ed.), Slope instability, John Wiley, Chichester, 257-361.

Jomelli V., Chochillon C., Brunstein D., Pech P. (2003) – Hillslope debris flows occurrence since the beginning of the 20th Century in the French Alps. In Rickenmann D. and Chen L.C. (ed.), Debris flow hazards mitigation, Rotterdam, Millpress, 127-137.

Jomelli V., Pech P., Chochillon C., Brunstein D. (2004) – Geomorphic variations of debris flows and recent climatic change in the French Alps. Climatic Change 64, 77-102

Jomelli V., Brunstein D., Grancher D., Pech P.Is the response of hillslope debris flows to recent climatic change univocal? A case study in the Massif des Écrins (French Alps). Climatic Change (sous presse).

Joussaume S. (1999) – Climat d’hier à demain. Édition CNRS, Paris, 143 p.

Luckman B. (1992) – Debris flows and snow avalanche landforms in the Lairig Ghru Cairngorm Mountains, Scotland. Geografisca Annaler 74A, 109-121.

Pech P., Jomelli V. (2001) – Rôle du cône apical dans le déclenchement des coulées de débris alpines du massif du Dévoluy, Hautes-Alpes, France. Géographie Physique et Quaternaire, 1, 47-61.

Rapp A., Nyberg R. (1981) – Alpine debris flows in northern Scandinavia. Geografiska Annaler 63A, (3/4), 183-196.

Rebetez M., Lugon R., Baeriswyl,P.A. (1997) – Climatic change and debris flows in high mountain regions: the case study of the Ritigraben Torrent (Swiss Alps). Climatic Change 36, 371-389.

Royer J.F., Cariolle D., Chauvin F., Déqué M., Douville H., Rong-Ming H., Planton S., Rascol A., Ricard J.-L., Salas-Mélia D., Sevault F., Simon P., Somot S., Tyteca S., Terray L., Valcke S. (2002) – Simulation des changements climatiques au cours du xxie siècle incluant l’ozone atmosphérique. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences, Géoscience, 334, 147-154.

Van Asch T.W.J., Van Steijn H. (1991) – Temporal patterns of mass movements in the French Alps. Catena 18, 515-527.

Van Steijn H. (1991) – Frequency of hill slope debris flows in part of the French Alps. Bulletin of Geomorphology 19, 83-90.

Van Steijn H. (1996) – Debris flow magnitude-frequency relationships for mountainous regions of central and Northwest Europe. Geomorphology 15, 259-273.

Van Steijn H. (1999) – Frequency of hillslope debris flows in the Bachelard valley (French Alps). In Panizza M., Soldati M., Bertacchini M., Van Asch W. and Malmusi S. (eds.), Program in Geomorphology, London, 15-24.

Wei W., Gao C. (1992) – Studies of ice-snow melt debris flows in the western Tian Shan Mountains, China. In IAHS Publication Erosion, Debris Flows and Environment in Mountain Regions, Chengdu, 209, 329–336.

Zimmerman M., Haeberli W. (1992) – Climatic change and debris flow activity in high mountains areas. A case study in the Swiss Alps. Catena suppl., 22, 59-72.

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Annexe

Abridged English version

In recent years, a significant effort has been made by the scientific community to characterize future climate change and to estimate its impacts using greenhouses gas scenarios. The main goal of this paper is to estimate the impacts of future climate change (2070-2100) on the occurrence of hillslope debris flows in the Massif des Écrins (French Alps) on a yearly time scale. To document the climate for the period 1960-2000, three climate simulations known as reference simulations are computed from the regional Global Circulation Model ARPEGE developed by Meteo France and three other simulations forced by the A2 hypothesis of the IPCC panel for the period 2070-2100. This regional climate model has a space resolution of about 60 km and seven points were used to frame the Massif des Écrins. A model of probabilities was used to document our knowledge of relationships between occurrence of debris flows and the current climate (Jomelli et al., 2003, 2004, 2006). This model was established from a survey of 133 debris flows triggered between 1952 and 2000, and weather parameters were provided by meteorological stations located in the vicinity of the Massif des Écrins. Despite the fact that climatic data were not collected in the triggering zone of debris flows, the number of days between June 15th and October 15th during which rainy events were greater than 20 mm/day is the most significant parameter to explain the triggering of these debris flows. Hence, the method consisted in: 1) forcing this probability model by exchanging observed parameters (number of rainy days) with those resulting from simulations provided by the ARPEGE model; 2) comparing the probabilities of triggering simulated for the current period with those estimated for the end of the century. When the current observed climate is compared with the climate resulting from the model, several differences are revealed. The model exaggerates the frequency of negative temperatures below –5 °C. The frequency of rainy events involving less than 10 mm per day is overestimated for all seasons. In summer, rainy events of more than 10 mm per day are underestimated. However, when we compare probabilities obtained over the current period, starting either from the observations or from simulations, no significant bias is observed. Analysis of the future simulated climate clearly shows regional warming. The frequency of intense precipitations ( > 30 mm per day) increases in winter and decreases in summer. These climate changes cause a significant reduction (about 30%) in years for which the probability of observing at least three debris flows is higher than 0.7. This holds whatever simulation or grid point of the model is taken into account. However, these results are based on an assumption that is difficult to confirm at the present time: we consider that weather variables highlighted in the current climate will remain valid independently from climate change.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1Location map.
Légende A : massif des Écrins ; B : grille du modèle ARPEGE ; les points utilisés dans cette étude sont indiqués par un cercle. 1 : station météorologique ; 2 : lac ; 3 : cours d’eau ; 4 : route ; 5 : parc national des Écrins ; 6 : point 4 du modèle ARPEGE.A: massif des Écrins; B: grid points of the ARPEGE model. The points used in this paper are indicated by a circle. 1: meteorological station; 2: lake; 3: river; 4: road; 5: Ecrins national park; 6: point 4 on ARPEGE grid.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4472/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 60k
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4472/img-2.png
Fichier image/png, 2,3k
Titre Fig. 2 – Probabilités de dépasser le seuil de trois déclenchements par an. Fig. 2 – Probabilities of exceeding the threshold of three triggering events per year.
Légende Les probabilités sont calculées au point 4 de la grille d’ARPEGE en fonction du nombre de jours au cours desquels les précipitations journalières sont supérieures à 20 mm entre le 15 juin et le 15 octobre pendant la période 1960-2000. 1 : Actu1 ; 2 : Actu2 ; 3 : Actu3 ; 4 : observations.These probabilities are estimated according to the number of rainy days greater than 20 mm per day between June 15th and October 15th (1960 and 2000, point 4). 1: Actu1; 2: Actu2; 3: Actu3; 4: observations.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4472/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 36k
Titre Fig. 3 – Nombre d’années associées à une probabilité de déclenchement des coulées de débris. Fig. 3 – Number of years associated with a triggering probability value.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4472/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 36k
Légende A : simulation Actu1 au point 4 sur la grille d’Arpège ; B : Futu2 au point 4 sur la grille d’Arpège. A: Actu1 simulation, point 4 on ARPEGE grid; B: Futu2 simulation point on ARPEGE grid.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/4472/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 44k
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Pour citer cet article

Référence papier

Vincent Jomelli, Michel Déqué, Daniel Brunstein et Delphine Grancher, « Occurrence des coulées de débris dans le massif des Écrins (Alpes françaises) au XXIe siècle : estimation à partir du modèle climatique ARPEGE », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 13 - n° 4 | 2007, 283-292.

Référence électronique

Vincent Jomelli, Michel Déqué, Daniel Brunstein et Delphine Grancher, « Occurrence des coulées de débris dans le massif des Écrins (Alpes françaises) au XXIe siècle : estimation à partir du modèle climatique ARPEGE », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 13 - n° 4 | 2007, mis en ligne le 01 janvier 2010, consulté le 26 juin 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/4472 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.4472

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