Nous reconnaissons ici le soutien du Conseil de recherches en sciences naturelles et en génie du Canada par l’intermédiaire de PermafrostNet du CRSNG (NETGP 523228-18) et RGPNS-2020-04783. Nous remercions Marten Geertsema pour son soutien et son aide dans le cadre de ce projet. Cette version française est basée sur une traduction automatique de la version anglaise et une révision ultérieure par les auteurs. Nous remercions également le Dr L. Ravanel pour son aimable révision supplémentaire.
1Dans les montagnes raides, la topographie contrôle les conditions locales du sol telles que la couverture neigeuse et glaciaire ainsi que le régime thermique souterrain. Elle détermine comment le climat régional se traduit en microclimats, affectant par exemple la température de l’air, le rayonnement solaire entrant et la redistribution des sédiments et de la neige (Gruber et Haeberli, 2009). Dans les régions où le pergélisol est présent et où les activités de recherche et de surveillance sont nombreuses (par exemple, Gruber et al., 2004b ; Hipp et al., 2014 ; Magnin et al., 2019), les schémas spatiaux qui en résultent sont bien compris, tandis que les schémas doivent faire l’objet de nouvelles études (Bodin et al., 2010) ou être déduits (Gruber et al., 2017) dans d’autres régions.
2Une meilleure compréhension des similitudes entre une région d’intérêt ayant fait l’objet de peu de recherches et une autre région ayant fait l’objet de nombreuses recherches peut aider à transférer les connaissances avec plus de confiance ou à justifier l’investissement dans de nouvelles recherches. Par exemple, alors que la perte de glace des glaciers et du pergélisol est corrélée à l’instabilité des pentes dans les régions de haute montagne à l’échelle mondiale (Deline et al., 2021), les études détaillées sont souvent limitées aux zones intensément étudiées en Europe (par exemple, Deline et al., 2011 ; Ravanel et Deline, 2011 ; Ravanel et al., 2010).
3Cette étude est née de la nécessité de mieux quantifier les caractéristiques du pergélisol dans les montagnes de l’ouest du Canada afin de mieux comprendre la relation entre les changements du pergélisol et les glissements de terrain. Décider de mener une nouvelle recherche locale ou d’extrapoler à partir d’études antérieures réalisées ailleurs est un défi. Pour illustrer la façon dont ces décisions peuvent être contextualisées, nous quantifions les similitudes entre l’ouest du Canada et deux régions montagneuses où la recherche sur le pergélisol est très dense : les Alpes européennes et les Scandes. Les recherches sur le pergélisol dans l’ouest du Canada sont rares (Gruber et al., 2015). Même si Hasler et al. (2015) ont révélé certaines relations entre le pergélisol, la topographie, la continentalité et les caractéristiques de surface pour certaines parties de la Colombie-Britannique (désormais BC), notre capacité à comprendre l’ensemble de l’environnement montagneux de l’ouest du Canada à partir de cette recherche est limitée. Les conclusions tirées des montagnes européennes ne sont probablement pas directement applicables à l’ouest du Canada, où il existe d’importantes différences telles qu’une grande amplitude latitudinale, une plus grande continentalité et des inversions de température. C’est pourquoi nous comparons le climat des Alpes européennes et des Scandes à celui des régions montagneuses de l’ouest du Canada où l’on trouve probablement du pergélisol. Notre objectif est de comprendre où les conditions du pergélisol peuvent être comparées et où de nouvelles recherches sont nécessaires.
4Nous commençons par examiner la relation entre le climat, la topographie et la température du sol dans les régions montagneuses avec pergélisol. Sur cette base, nous comparons ensuite le climat régional à une échelle grossière, avec des mailles d’environ 30 km x 30 km, où les différences climatiques à l’échelle continentale deviennent apparentes et où les effets à petite échelle de la topographie sont minimes.
5Les recherches visant à évaluer la relation entre le pergélisol et l’environnement dans les régions montagneuses avec pergélisol ont souvent utilisé la température annuelle moyenne de la surface du sol (MAGST de l’anglais « mean annual ground surface temperature »). Bien qu’il ne s’agisse pas d’une observation directe du pergélisol, elle est peu coûteuse à mesurer et reflète la partie la plus importante de la variabilité spatiale des températures du sol en profondeur. Cette section passe en revue les connaissances sur les contrôles environnementaux de la MAGST afin de comprendre comment le climat régional et la topographie produisent ensemble des modèles différents de MAGST.
6Dans l’hémisphère nord, les pentes orientées vers le sud présentent des MAGST plus élevées que les pentes orientées vers le nord (Gubler et al., 2011, Hipp et al., 2014, Hasler et al., 2015, Magnin et al., 2019) et cette différence est plus importante sur les pentes plus raides. En Colombie Britannique, Hasler et al. (2015) ont constaté une différence nord-sud dans le MAGST de 4 ºC dans des parois verticales, de 1,5 à 3 ºC sur les pentes douces, et aucune différence dans la forêt dense de conifères. De même, en raison de l’évolution des conditions d’enneigement et de rayonnement solaire dans les Alpes, Gubler et al. (2011) ont constaté des différences nord-sud allant jusqu’à 5 ºC sur des pentes de 40º par rapport à 2 ºC sur des pentes de 10º.
7Dans les parois verticales, il existe une relation entre la latitude et l’ampleur de cette différence nord-sud (Gruber, 2012a). À des latitudes plus élevées, le rayonnement solaire direct diminue sur les pentes orientées vers le sud et augmente sur les pentes orientées vers le nord en raison des journées d’été plus longues et des nuits d’hiver plus longues, ce qui réduit la différence de température nord-sud (Magnin et al., 2019). Par exemple, les différences nord-sud dans MAGST sont de 0,5 à 1,5 ºC sur l’île d’Ellesmere à 80º (Lewkowicz, 2001), et de 5 à 8 ºC dans les Alpes à 46º (Gruber et al., 2004 b, Magnin et al., 2015).
8Ces différences entre les aspects s’étendent également aux épaisseurs de la couche active. Dans les parois rocheuses abruptes de l’aiguille du Midi dans les Alpes françaises, Magnin et al. (2015) ont trouvé la couche active la moins profonde sur les pentes orientées vers le nord (2,2 m) et la plus profonde sur les pentes orientées vers le sud (5,5 m).
9En général, les températures de l’air et du sol diminuent avec l’altitude. C’est pourquoi le pergélisol des régions montagneuses est souvent décrit en fonction de l’altitude de sa limite inférieure. Par exemple, dans le sud de la Norvège, la limite inférieure du pergélisol est estimée entre 1050 et 1750 m au-dessus du niveau de la mer, tandis que dans le nord de la Norvège, elle est estimée entre 150 et 1400 m au-dessus du niveau de la mer (Gisnås et al., 2017).
10La dépendance de la température de l’air par rapport à l’altitude est souvent quantifiée par les gradients adiabatiques. Dans les Alpes, des gradients de l’ordre de 5-6 ºC/km ont été mesurés et utilisés pour des études de modélisation du pergélisol (p. ex. Ravanel et al., 2017, Boeckli et al., 2012). Dans les Scandes, les gradients utilisés pour la modélisation du pergélisol sont compris entre 2,6 et 8,6 ºC/km (Magnin et al., 2019), avec une moyenne de 4,4 ºC/km (Steiger et al., 2016).
11Dans l’Arctique et dans les régions montagneuses froides, les gradients adiabatiques peuvent être inversés pendant de longues périodes, avec des températures plus basses au fond des vallées qu’en altitude (Bradley et al., 1992). Dans le sud du Yukon, Lewkowicz et Bonnaventure (2011) ont constaté que les régions plus continentales ont des gradients adiabatiques ou des inversions plus faibles sous la limite des arbres. Par conséquent, le MAGST peut être plus faible au fond des vallées que sur les pentes plus élevées.
12Dans le sud de la Norvège, Hipp et al. (2014) ont observé les températures estivales les plus élevées au point de mesure le plus élevé. Cela est probablement dû à une relation entre l’altitude et le rayonnement solaire (SWin), où une diminution de l’ombrage et de l’atténuation atmosphérique avec l’altitude augmente le rayonnement solaire (Gruber et al., 2004b).
13La continentalité augmente avec la distance par rapport à l’océan ou aux grandes étendues d’eau. Elle est souvent quantifiée comme la fourchette annuelle des températures moyennes mensuelles de l’air. La continentalité est en corrélation avec le SWin et la quantité de neige tombée, deux facteurs prédictifs importants des conditions de pergélisol dans les montagnes (Gruber et Haeberli, 2009).
14Bonnaventure et Lewkowicz (2008) ont constaté que le pergélisol des sites maritimes nuageux en Colombie-Britannique, près de la frontière de l’Alaska, n’avait aucune relation avec le potentiel de SWin, mais que les sites plus continentaux en avaient une. En Nouvelle-Zélande, Sattler et al. (2016) ont attribué le pergélisol de basse altitude dans les pentes couvertes de débris à la nébulosité estivale du climat maritime.
15Gisnås et ses collègues (2017) ont constaté que les limites inférieures du pergélisol dans le nord de la Norvège diminuaient en altitude en fonction de la distance par rapport à l’océan. Dans le sud de la Norvège, ce phénomène a été attribué à la diminution de la couverture neigeuse et à l’évolution des matériaux de surface (davantage de champs de blocs) et non à la diminution de la température moyenne annuelle de l’air (MAAT pour « mean annual air temparature ») (Farbrot et al., 2011).
16La neige complique encore les effets topographiques sur la MAGST en raison de ses effets combinés d’isolation, d’albédo élevé et d’absorption de chaleur latente pendant la fonte. Pogliotti (2011) a constaté que ces effets dépendent de l’épaisseur du manteau neigeux, les manteaux neigeux minces ayant tendance à favoriser le refroidissement et les manteaux neigeux plus épais à favoriser le réchauffement. Dans les zones ombragées, la neige agit principalement comme un isolant en hiver et empêche la chaleur de s’échapper, réchauffant ainsi le sol (Goodrich, 1982). Cependant, pour les pentes exposées à un fort rayonnement solaire, l’albédo élevé de la neige peut avoir un effet refroidissant de l’ordre de 2-3 ºC sur le MAGST (Hasler et al., 2011). Enfin, lorsque la neige se trouve à proximité de pentes raides, elle peut avoir un effet de réchauffement sur les pentes voisines en réfléchissant le rayonnement solaire sur celles-ci (Allen et al., 2009 ; Lewkowicz, 2001).
17L’angle de la pente est étroitement lié à l’effet de la neige, car les pentes raides se débarrassent plus fréquemment de leur couverture neigeuse par avalanche et par érosion. En conséquence, les pentes homogènes dont l’angle est supérieur à 50° sont souvent considérées comme exemptes de neige (Winstral et al., 2002), même si de nombreuses pentes sont en fait hétérogènes et soumises à une couverture neigeuse intermittente, même lorsqu’elles sont considérablement plus raides (Wirz et al., 2011). Dans les pentes non enneigées entre 90° et 50°, les angles de pente plus faibles augmentent le MAGST en raison de l’augmentation du SWin (Gruber et al., 2004b). Cependant, la redistribution préférentielle de la neige sur des pentes plus douces peut avoir un effet refroidissant car elle protège du SWin lorsque la couverture neigeuse est faible ; Gubler et al. (2011) ont constaté qu’une pente plus raide (40º) peut être plus chaude qu’une pente moins profonde (10º) orientée vers le sud.
18Des cartes mondiales de la rugosité et du pergélisol (Gruber, 2012b) sont utilisées pour identifier les régions montagneuses de pergélisol à comparer à une résolution de 30 secondes d’arc (<1 km). L’indice de rugosité mesure le degré de platitude ou de montagne d’un paysage et se décline en cinq classes. L’indice de zonation du pergélisol est dérivé d’un modèle numérique d’élévation global et de données MAAT globales pour la période 1961-1990. Chaque cellule a un indice de zonation du pergélisol compris entre 0 et 1. Pour cette étude, les zones montagneuses avec pergélisol sont celles qui ont les classes de rugosité « mountainous » ou « rugged », et un indice de zonation du pergélisol ≥ 0,1.
19Les données climatiques permettant de comparer les régions montagneuses proviennent de la réanalyse atmosphérique ERA5, produite par le European Centre for Medium-Range Weather Forecasts. Elle fournit des données horaires pour la période allant de 1979 à aujourd’hui, avec un espacement de grille de 0,25º (environ 30 km) (Hersbach et al., 2019). Les données de la réanalyse sont générées à partir de l’assimilation d’observations climatiques dans un modèle atmosphérique et comprennent une variété de variables liées au rayonnement, aux précipitations et à la température.
20Les différences entre les Alpes européennes, les montagnes scandinaves (les Scandes) et les régions montagneuses de pergélisol de l’ouest du Canada (Fig. 1) sont étudiées en relation avec le MAAT, l’altitude, les précipitations, le rayonnement solaire, la continentalité et la latitude. Les principaux outils utilisés sont ArcGIS Pro et R.
Figure 1. Les trois régions étudiées : l’ouest du Canada, l’Alpes européenne et les Scandes
21Les données mensuelles ERA5 au niveau de la surface ont été téléchargées et traitées pour les régions d’intérêt pour la période 1986-2005, pour laquelle les données ont été facilement disponibles pour le traitement. Compte tenu de la grande diversité des climats dans l’espace, les résultats de la présente étude sont jugés insensibles au choix de l’intervalle d’analyse pluridécennal.
22Des données ont été téléchargées pour la température de l’air (« 2 m temperature »), les précipitations (« Total precipitation »), l’altitude (« Geopotential ») et le rayonnement solaire entrant (SWin : « Surface solar radiation downward », SWdir : « Total sky direct solar radiation at surface »). Ces données sont utilisées pour calculer le MAAT, la continentalité (différence entre les températures mensuelles maximales et minimales de l’air), les précipitations annuelles totales, le rayonnement solaire entrant annuel moyen (SWin) et le rayonnement solaire direct entrant annuel moyen (SWdir), le tout moyenné sur une période de 20 ans.
23Pour la suite de l’analyse, seules les cellules de la grille ERA5 qui contiennent les zones montagneuses avec pergélisol identifiées précédemment sont conservées. Ces points ont les attributs calculés à partir d’ERA5, ainsi que la latitude, la longitude et les régions d’intérêt — Scandes, Alpes européennes et ouest du Canada. Pour faciliter l’analyse, la région de l’ouest du Canada est subdivisée en neuf sous-régions (Fig. 2). Celles-ci sont délimitées manuellement en fonction des chaînes de montagnes et des climats similaires, en se concentrant sur la variation des variables climatiques utilisées au cours de l’analyse : température de l’air, précipitations, rayonnement solaire et continentalité.
24Étant donné que l’indice de zonation du pergélisol est lié à la probabilité de trouver du pergélisol, mais n’est pas une carte précise de la présence de pergélisol, certaines cellules marginales peuvent ne pas contenir de pergélisol.
Figure 2. Sous-régions de l’ouest du Canada utilisées pour la comparaison avec les Alpes et les Scandes
25Les régions montagneuses avec pergélisol de l’ouest du Canada couvrent une superficie beaucoup plus grande que celle des Scandes et des Alpes européennes et englobent de plus grandes amplitudes de température, de continentalité, de latitude, d’altitude et de rayonnement solaire.
26Les montagnes de l’ouest du Canada avec du pergélisol ont souvent une MAAT plus faible que les Scandes et les Alpes européennes (figure 3). La diminution générale de la MAAT avec la latitude est visible dans la figure 3a, ainsi que l’effet de réchauffement du courant nord-atlantique pour les Scandes. Toutes les montagnes de l’ouest du Canada se trouvent à une latitude plus élevée que les Alpes européennes.
27La continentalité présente une variation d’environ 28 ºC (17 ºC à 45 ºC) dans l’ouest du Canada, alors qu’elle est d’environ 12 ºC dans les Scandes et d’environ 3 ºC dans les Alpes (figure 3 b). Les sous-régions côtières de l’ouest du Canada ont une continentalité similaire à celle des Alpes, mais la MAAT y est plus faible que dans les Alpes. Les zones de la sous-région des monts St-Elias sont uniques en raison de leur faible MAAT, de leur faible continentalité et de leur altitude élevée, certaines des zones de pergélisol étant des pics situés au-dessus de la zone d’accumulation de grands glaciers.
28Certaines des zones les plus chaudes des sous-régions canadiennes situées au sud du 60e parallèle ont des MAAT similaires à celles des Alpes européennes et des Scandes. À la même altitude, les Scandes ont des températures de l’air inférieures à celles de la chaîne intérieure du Sud et de la chaîne côtière du Sud et des températures supérieures à celles de la plupart des sous-régions situées au nord du 60e parallèle, à l’exception de quelques zones du sud du Yukon. La figure 3c montre que les points des sous-régions ressemblent à des lignes de température diminuant avec l’altitude. Les pentes de ces lignes représentent les gradients adiabatiques, qui deviennent plus faibles dans des conditions plus froides et plus sèches.
Figure 3
Température de l’air en fonction (a) de la latitude, (b) de la continentalité et (c) de l’altitude pour les zones montagneuses de pergélisol des neuf sous-régions de l’ouest du Canada (en couleur), des Scandes et des Alpes européennes (en gris) à une résolution d’environ 30 km x 30 km.
29SWin comprend à la fois le rayonnement direct et diffus et, en tant que tel, l’influence de la diffusion atmosphérique et des nuages. SWdir représente uniquement le rayonnement solaire direct, après atténuation par l’atmosphère. Dérivé de la grille grossière ERA5, il donne une indication sur la différence relative de SWin entre les pentes exposées au nord et au sud à une échelle fine.
30La plupart des régions montagneuses avec pergélisol de l’ouest du Canada reçoivent des quantités de rayonnement solaire se situant entre celles des Scandes et des Alpes, avec plusieurs régions canadiennes ayant des MAAT beaucoup plus faibles (Fig. 4). Des températures de l’air plus élevées sont généralement associées à un rayonnement solaire plus important, même si les Scandes et certaines zones des monts St-Elias ne suivent pas cette tendance. En termes de régimes de rayonnement solaire, les sous-régions les plus septentrionales de l’ouest du Canada sont similaires aux Scandes, et les zones méridionales et certaines parties des monts St-Elias sont similaires aux Alpes.
31Les régions de l’ouest du Canada ayant des quantités de SWin similaires à celles des Scandes ou des Alpes ont souvent des SWdir plus élevés. Cela réduit la similitude avec les montagnes du sud de la Scandinavie pour les sous-régions de l’ouest du Canada situées au-dessus de 60 ºN, et augmente la similitude avec les Alpes pour l’intérieur sud.
Figure 4
Les relations de SWin (a) et SWdir (b) avec la latitude et de SWin avec MAAT (c) pour les zones montagneuses avec pergélisol pour neuf sous-régions de l’ouest du Canada (en couleur), les Scandes et les Alpes européennes (en gris) à une résolution d’environ 30 km x 30 km.
32La plupart des régions montagneuses avec pergélisol de l’ouest du Canada ont des précipitations inférieures à celles des Scandes et des Alpes (Fig. 5). Il s’agit des sous-régions froides situées au nord du 60e parallèle. Les sous-régions où les précipitations sont plus importantes sont celles situées le long de la côte pacifique, comme les monts St-Elias et les montagnes de la côte nord et sud.
33L’Intérieur Nord et l’Intérieur Sud se chevauchent partiellement en termes de précipitations et de MAAT avec les régions à faibles précipitations des Scandes, l’Intérieur Sud présentant des températures de l’air plus élevées et l’Intérieur Nord des températures de l’air plus basses. Les zones à fortes précipitations de l’intérieur sud et les zones plus chaudes de la chaîne côtière se chevauchent avec les parties plus froides des Alpes. Certaines parties des montagnes côtières du Nord et du Sud se superposent aux Scandes et aux Alpes en ce qui concerne la MAAT et les précipitations.
Figure 5
Température de l’air en fonction des précipitations pour les zones montagneuses avec pergélisol des neuf sous-régions de l’ouest du Canada (en couleur), des Scandes et des Alpes européennes (en gris) à une résolution d’environ 30 km x 30 km. Notez que les axes verticaux et horizontaux sont inversés pour représenter le refroidissement de l’air avec l’augmentation de l’altitude et les modèles de précipitations qui diminuent vers l’est sur les continents et les montagnes.
34Les températures du sol et leurs schémas spatiaux en montagne sont contrôlés par la température de l’air, les précipitations (couverture neigeuse) et le rayonnement solaire. Nos résultats illustrent les différences régionales à l’aide d’une série de diagrammes de dispersion à deux variables, établis à partir des six variables analysées (latitude, MAAT, continentalité, précipitations annuelles totales, rayonnement solaire entrant annuel moyen et rayonnement solaire direct entrant annuel moyen). Ces diagrammes sont intuitifs à interpréter tout en étant quantitatifs et plus riches que les modèles conceptuels antérieurs (Schumskii, 1964 ; Haeberli et Burn, 2002 ; Gruber et Haeberli, 2009 ; Gruber, 2012b).
35Bien que l’exemple présenté ici soit spécifique à la comparaison du pergélisol et des régimes thermiques du sol des montagnes de l’ouest du Canada avec les montagnes européennes, les méthodes et les flux de travail peuvent également être utilisés pour soutenir le transfert de connaissances vers d’autres régions à l’échelle mondiale (p. ex., Wani et al., 2020) et vers des études de cas qui ont une composante plus importante liée aux glaciers et à la neige (p. ex., Shugar et al., 2021).
36Les grandes régions montagneuses avec pergélisol de l’ouest du Canada ont souvent des MAAT plus basses que les Alpes et les Scandes et probablement des températures du sol plus basses, dans l’ensemble. Certaines régions de l’ouest du Canada ont des températures au sol inférieures à celles des Scandes, qui sont réchauffées par le courant de l’Atlantique Nord, à des latitudes et/ou des altitudes similaires. Les régions plus chaudes du sud de la Colombie-Britannique et de l’Alberta pourraient avoir des températures au sol similaires à celles des Alpes, malgré leur différence de latitude.
37Les gradients adiabatiques diminuent avec la baisse de la MAAT et l’augmentation de la continentalité, et le drainage et l’accumulation de l’air froid peuvent amplifier l’effet des inversions au fond des vallées pendant les mois d’hiver. Compte tenu de la large gamme de continentalité et de la basse MAAT observée dans l’ouest du Canada, on s’attend à une gamme de gradients adiabatiques beaucoup plus importante que dans les Scandes et les Alpes européennes. Cela a des répercussions sur l’effet de l’altitude sur le pergélisol dans les montagnes, les sous-régions les plus septentrionales de l’ouest du Canada présentant probablement une relation plus faible entre l’altitude et les températures du sol.
38Les précipitations sont une variable importante à prendre en compte sur les pentes où la neige s’accumule. Lorsque les conditions locales sont comparables, les régions intérieures de la Colombie-Britannique et de l’Alberta et les régions intérieures des Scandes peuvent avoir des températures au sol similaires. Alors que les régions du sud de la Colombie-Britannique et de l’Alberta sont semblables aux régions les plus chaudes du nord de la Colombie-Britannique, du sud du Yukon et des Scandes en termes de MAAT, seules les régions intérieures de la Colombie-Britannique ont des précipitations semblables aux régions les plus sèches des Scandes, celles qui sont les plus éloignées de la côte.
39De même, bien qu’il y ait un chevauchement de la MAAT entre une grande partie des Alpes et les zones de plus basse altitude de la Colombie-Britannique et de l’Alberta, seules les zones à fortes précipitations de l’intérieur sud et les zones de la chaîne côtière avec une MAAT plus élevée ont également un chevauchement avec les précipitations. Cela suggère que lorsque les conditions locales de pente et de neige sont comparables, ces régions peuvent avoir des températures au sol similaires à celles des Alpes.
40Des précipitations plus importantes se traduisent généralement par des manteaux neigeux plus épais et des températures au sol plus élevées. Cependant, lorsque le rayonnement solaire est important et que les manteaux neigeux sont peu épais, par exemple sur les pentes abruptes du socle rocheux, l’albédo élevé de la neige peut également avoir un effet de refroidissement net (Pogliotti, 2011 ; Hasler, 2011).
41Les températures au sol des pentes non enneigées de l’ouest du Canada ne peuvent pas être facilement comparées à celles des Scandes et des Alpes, car peu de zones se chevauchent à la fois en termes de SWin et de MAAT. Le sud de la Colombie-Britannique et de l’Alberta, dont la MAAT est similaire à celle des Scandes, reçoit plus de rayonnement, ce qui laisse supposer que les températures au sol des pentes non enneigées y sont plus élevées. Les montagnes intérieures du sud et les montagnes côtières du sud devraient avoir des températures au sol similaires à celles des Alpes sur les pentes non enneigées.
42Ces régimes généraux de température sont modulés par l’interaction de la topographie et du SWdir. Les sous-régions les plus septentrionales (Nord du Yukon, parties de la chaîne Ogilvie) et les sous-régions côtières (chaîne côtière du Nord, partie de la chaîne St-Elias) de l’ouest du Canada devraient présenter des différences nord-sud de température du sol semblables à celles des montagnes du sud de la Scandinavie, soit environ 3,5 ºC dans les parois raides. Les sous-régions de l’Intérieur-Sud et certaines parties de la chaîne côtière du Sud devraient présenter des différences nord-sud similaires à celles des Alpes, soit environ 6 à 8 ºC dans les parois raides. Les autres sous-régions de l’ouest du Canada (certaines parties des monts Mackenzie, la majeure partie du sud du Yukon, l’intérieur nord et certaines parties de la chaîne côtière du sud) devraient présenter des écarts de température nord-sud supérieurs à ceux des Scandes, mais inférieurs à ceux des Alpes.
43Les effets du rayonnement solaire sur la différenciation de la température du sol seront les plus prononcés dans les parois raides et réduits par l’influence d’un épais manteau neigeux et d’un couvert végétal.
44Pour illustrer l’application à de nouvelles régions des connaissances acquises dans des domaines de recherche établis, nous avons étudié les similitudes et les différences entre les zones de pergélisol des Alpes européennes, des Scandes et des montagnes de l’ouest du Canada. Pour ce faire, nous avons comparé des données climatiques régionales cohérentes et quantitatives, en nous concentrant sur les variables contrôlant le régime thermique du sol.
45Pour notre exemple d’application, nous concluons qu’un transfert direct des connaissances sur les régimes de température du sol et les modèles spatiaux des Scandes et des Alpes vers l’ouest du Canada n’est pas approprié. En effet, les facteurs climatiques connus des températures du sol et leur différenciation spatiale sont très différents dans ces régions : (1) Les zones de l’ouest du Canada reçoivent plus de rayonnement solaire que celles des Scandes, et moins que celles des Alpes. (2) Les régions de l’ouest du Canada sont plus continentales que les Scandes et les Alpes. (3) Les régions de l’ouest du Canada s’étendent dans des conditions beaucoup plus froides que les Scandes et les Alpes. (4) Le chevauchement des variables climatiques est concentré dans de petites zones. Pour ces raisons, il est nécessaire de poursuivre les recherches dans l’ouest du Canada afin de mieux comprendre le pergélisol dans ses montagnes.
46La disponibilité des données de réanalyse et la méthode présentée ici permettent désormais de mieux informer le transfert des connaissances sur la cryosphère entre les montagnes du monde entier. Même si certaines variables des données de réanalyse sont sujettes à des biais importants et à des différences entre les produits (Cao et al., 2020, Gruber, 2012b), elles constituent une source de données unique et homogène pour les régions de la cryosphère, qui ont tendance à être éloignées et peu mesurées. Un nombre croissant d’études montrent leur valeur pour la recherche sur le pergélisol et d’autres régions de la cryosphère (par exemple, Cao et al. 2019).