RÉSUMÉ DES RÉSULTATS

Les principaux résultats peuvent se résumer ainsi :

1° Température de la neige. — La température de la neige en montagne présente de nombreuses particularités, dont deux me paraissent spécialement importantes :

A. — En hiver, par ciel pur, la température d'une couche horizontale de neige subit une variation diurne de l’ordre de 20 à 30°, même lorsque la température de l'air ne varie presque pas. L’amplitude de cette variation s’amortit rapidement avec la profondeur, comme le montre le graphique 2.

B. — Par ciel pur, la neige située à l’abri du rayonnement direct du soleil est toujours à une température très inférieure à celle de l'air; la différence est de l’ordre de 10°.

2° Conductibilité calorifique de la neige. — J’ai étudié la conductibilité calorifique de la neige par trois méthodes différentes.

A. — Méthode des variations naturelles (surfaces isothermes planes; régime variable).

B. Méthode du cylindre chauffant (surfaces isothermes cylindriques ; régime pseudo-permanent).

C. Méthode de la sphère chauffante (surfaces isothermes sphériques ; régime permanent).

Ces trois méthodes donnent à peu près les mêmes résultats. En première approximation, on peut admettre que la conductibilité Æ ne dépend que de la densité de la neige. Pour 0,1 Cp 0,6 on peut prendre comme loi empirique :

k = 7(1 + 100 p?)10— 0/0 cm./sec.

3° Absorption des radiations solaires par les champs de neige et les glaciers. — Dans le spectre visible, une couche épaisse de neige est un diffuseur à très peu près orthotrope. La surface altérée des glaciers est à peu près orthotrope.

Appelons A le facteur d'absorption d’une telle surface pour un flux pratiquement monochromatique, et & le facteur d'absorption pour le flux énergétique solaire. Pour la neige fraîche, on trouve que :

À 0,2 et probablement 0,1, d'après les mesures directes.

* À — 0,05 d’après la méthode des flux « libre » et « absorbé ».

A — 0,05 d'après la répartition du flux en profondeur et les mesures indirectes du coefficient d'absorption.

& est de l’ordre de 0,3.

Pour les névés (neige tas-ée à gros grains), l'absorption est plus grande. A, dans le spectre visible, est d'environ 0,4 et & de 0,5, quand leur surface est à peu près propre.

Pour les glaciers dont la surface, propre, est altérée par le rayonnement solaire, À est d'environ 0.4 vers le milieu du spectre visible. A est un peu plus grand dans le rouge ; toutefois la différence est faible. & est de l'ordre de 0,6. Les nombres varient pour À entre 0,2 eto,7; pour & entre 0,9 et 0,9, suivant la structure de la masse du glacier, et suivant, surtout, le degré d’altération de la surface.

ho Pénétration des radiations solaires à l'intérieur des champs ce neige et des glaciers. — A l'intérieur de la neige, la brillance (pour le spectre visible) est à très peu près indépendante de la direction. On peut mème admettre que la neige est intéricurement orthotrope. À l'intérieur des glaciers, la brillance est un peu plus grande du côté de la surface; mais l’éclairement total intérieur (c'est-à-dire le flux total qui traverse dans les deux sens un élément de surface égal à l’unité) est à peu près indépendant de l'orientation de

cette surface.

Pour les glaciers, le facteur d’affaiblissement (rapport de l’éclairement total intérieur à l’éclairement superficiel) varie suivant une exponentielle en fonction de la profondeur :

T= To 10— El, ou :

r —= T0 + El, avec :

z—=— log,,T to —= 108645:

La loi est valable pour un flux monochromatique (dans le spectre visible) mais elle se vérifie aussi pour le flux énergétique solaire.

Cette loi semble également vraie pour une couche homogène de neige, mais les mesures sont moins précises.

En définitive, on a trois nombres pour caractériser un glacier au point de vue optique : À, 7, et Æ :

19 A est le « facteur d'absorption » ;

20 [1 paraît permis d'appeler =, le « pouvoir d’affaiblissement par transmission » de la surface altérée ou salie ; car =, varie beaucoup avec les caractéristiques de la surface;

3° On ale droit d'appeler k le « coefficient d’affaiblissement dans la masse » ; car l’expérience montre que k ne varie pas sensiblement avec les caractéristiques superficielles.

La mesure du facteur d'absorption A et l'étude de la répartition du flux monochromatique en profondeur, permettent de calculer le coefficient d'absorption m de la glace.

D'après les mesures que j'ai faites sur les glaciers des Pyrénées, m—o,o1 (cm.) dans le vert (il ne faut pas confondre « atfaiblissement » et « absorption »).

5° La défense radio-thermique des glaciers. — Le processus même de la destruction des glaciers par les radiations solaires, constitue une protection efficace de leur surface contre lesdites radiations. C'est pourquoi j'appelle ce phénomène la défense radio-thermique des glaciers.

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