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NEIGE

Comme nous l’apprendrait, si besoin était, l’imagerie satellitaire (d’où la National Oceanographic and Atmospheric Administration des États-Unis tire des cartes de l’enneigement mondial), la neige recouvre normalement en janvier l’Europe centrale et l’Europe du Nord, tout le territoire de l’ex-U.R.S.S. sauf les côtes de la mer Noire, le nord de la Turquie et de l’Iran, la Mongolie, la Mandchourie, la Corée, la moitié nord du Japon et l’Amérique du Nord jusque vers 40⁰ de latitude nord sauf sur la côte pacifique. Presque tous les pays de technologie avancée ont dû tenir compte de la neige dans leur mode de vie, leurs habitations, et ont à envisager pendant l’hiver des problèmes de traficabilité: déblaiement des voies de communication ou déplacement sur un sol enneigé. Mais, de plus, les habitants de ces pays ont découvert dans les sports de neige un merveilleux délassement, si bien que le ski est devenu après la Seconde Guerre mondiale, avec l’augmentation des revenus et des loisirs, un grand sport de masse. Citons aussi le parc de plus de deux millions de motos-neige (ski-doos ) existant au Canada!

Parallèlement s’est développée l’étude scientifique de la neige, d’abord en Suisse, sous l’impulsion de Robert Haefeli (1899-1978), et au Japon, sous l’impulsion d’Ukichiro Nakaya (1900-1962); puis, à partir des années soixante, en France grâce à André Poggi (1926-1983), en U.R.S.S., aux États-Unis, etc.

Cinq propriétés principales caractérisent le matériau neige:

– La neige est blanche et renvoie une grande partie des radiations solaires visibles, dans un rapport, appelé albédo , qui varie de 0,90 à 0,45, alors que l’albédo moyen du sol déneigé est 0,16 et celui de l’océan 0,07. Cela a des conséquences importantes pour le bilan énergétique de la Terre et le climat ^{[cf. BILAN RADIATIF DE LA TERRE]}.

– La neige est un très bon isolant thermique et, de ce fait, elle joue un grand rôle écologique. Et bien que les Eskimos ne vivent plus, depuis longtemps, dans des igloos l’hiver, c’est la neige qui met flore et faune à l’abri des très grands froids.

– La neige se transforme continuellement , sous l’effet de son propre poids, du vent, des gradients de température ou de l’eau de fonte qui percole au travers. Cette continuelle métamorphose rend très difficile l’étude des propriétés mécaniques de la neige. Non seulement il est très difficile de caractériser exactement un échantillon (sa seule densité est totalement insuffisante), mais l’échantillon évolue pendant l’essai mécanique.

– La neige est une surface glissante , mais les processus facilitant le glissement des skis ou des patins de traîneau sont complexes.

– Enfin, la neige constitue un stock d’eau sous forme solide, parfois la seule eau qui sera disponible pendant l’été.

Nous examinerons successivement ces trois dernières propriétés, renvoyant le lecteur à l’article AVALANCHES pour l’étude de la neige en mouvement rapide, et au Handbook of Snow canadien pour les problèmes concernant les ingénieurs ou les agriculteurs.

1. Évolution du manteau neigeux

Neige fraîche

Les circonstances de formation d’un cristal de neige au sein d’un nuage, formé de gouttelettes d’eau liquide, sont examinées à l’article PRÉCIPITATIONS (météorologie). La forme qu’il prend pendant sa croissance au sein du nuage dépend de la température.

Le microcristal de départ est en général une plaquette hexagonale de 10 à 20 猪m d’épaisseur et de 100 à 200 猪m (soit 0,1 à 0,2 mm) de diamètre. Au-dessous de 漣 8 ⁰C, il croît surtout par ses facettes latérales, gardant la forme de plaquette ou même, entre 漣 12 ⁰C et 漣 16 ⁰C, devenant une étoile à six branches, plus ou moins ramifiées (fig. 2). Au-dessus de 漣 8 ⁰C, il croît surtout par ses deux « bases » (facettes hexagonales), devenant un prisme, appelé aiguille , de 8 à 20 fois plus long que large, avec des creux à ses deux extrémités, ou (entre 漣 6 et 漣 8 ⁰C) un prisme modérément allongé dit colonne .

Si les gouttelettes d’eau du nuage sont en état de sursaturation, du givre peut s’agglutiner sur le cristal de neige, le transformant en une pelote de grésil. Ce dernier est parfois appelé « neige roulée », car on l’impute à tort au vent, ce processus s’étant produit par temps orageux avec vent.

Les flocons de neige se forment soit par enchevêtrement des dendrites, soit par suite de forces capillaires, une fonte partielle lors de la chute ayant recouvert les cristaux de neige d’un film d’eau.

La densité de neige fraîche, non humide, tombée sans vent, est très variable. Les valeurs mesurées suivent une loi de distribution normale, avec une valeur moyenne de 110 kg/m³ et un écart type de 40. Elles diminuent avec la température de l’air au sol, et sont environ le double lorsque la chute de neige s’est faite avec vent.

Effet du vent

Le vent ne peut déplacer la neige tombée fraîche que si elle est sèche (au-dessous de 0 ⁰C). Mais il peut en charrier d’énormes quantités, formant des amas (congères) en certains lieux, des corniches sous le vent des crêtes, dénudant parfois entièrement des sommets et, ailleurs, nivelant toujours le sol.

Lorsque le vent accompagne la chute de neige, on parle de blizzard. Sinon, il s’agit de la chasse-neige (à cet horrible équivalent, officiellement adopté par l’Organisation météorologique mondiale, du terme anglais drift , il eut fallu préférer le terme québécois poudrerie ). Dans ce cas, 90 p. 100 de la neige en suspension se trouve dans le premier décimètre au-dessus du sol.

Au cours de ce transport, des cristaux de neige viennent continuellement percuter le sol et soit rebondissent, soit y restent en expulsant d’autres cristaux (processus de saltation ). Aussi, alors que le transport semble se faire sur de très longues distances, des centaines de kilomètres sur la périphérie de l’Antarctique par exemple, le déplacement réel d’un grain est bien moindre: de l’ordre du kilomètre seulement dans l’exemple cité, comme l’a montré une étude avec des traceurs radioactifs.

Au cours de cette saltation, les cristaux se brisent en grains minuscules de forme irrégulière, aux arêtes vives (neige « sel fin » des skieurs). Au repos, cette neige brisée, de densité 270 梁 60 kg/m³, devient cohérente en quelques heures (processus de consolidation ). Il se forme ainsi des plaques à vent, souvent mal soudées aux couches sous-jacentes, dont la rupture peut provoquer des avalanches, même sur des pentes assez faibles.

À la surface, le colmatage des creux par des microparticules et une consolidation plus poussée créent une pellicule de glace imperméable, de 1 mm d’épaisseur au plus, la croûte de vent . Ces croûtes de vent sont bien visibles lorsque le manteau neigeux est érodé par le vent. Avec les tourbillons de vent, elles sont la cause de l’allure chaotique que prend la surface de la neige sur certaines croupes ventées ou, dans l’Antarctique, sur de très vastes étendues. Aux vagues irrégulières ainsi formées, pouvant atteindre un mètre de haut, on donne le nom russe de sastrouguis .

Métamorphisme isotherme

Une couche de neige déposée, ventée ou non, est au début à une température très uniforme: celle de l’air près du sol pendant la chute (les températures citées plus haut sont les températures au lieu de formation, dans le nuage), à condition évidemment que cette température de l’air soit négative. Les modifications de forme des grains, ce qu’on appelle leur « métamorphose », mais qu’il vaut mieux appeler métamorphisme puisqu’il est progressif et continuel, sont alors dues au fait que l’énergie superficielle dépend de la courbure de la surface, et qu’elle tend à s’uniformiser.

Cette différence d’énergie superficielle fait que la pression de vapeur saturante, à une température donnée, augmente avec la courbure. Il y a donc transfert de masse des zones en relief vers les creux en passant par la phase vapeur (sublimation). Toutefois, il a été démontré que la mobilité des premières couches atomiques de la surface, qui constituent une sorte de couche pseudoliquide, joue un rôle primordial. Par ces deux mécanismes, les arêtes et zones à forte courbure des grains s’émoussent, les creux et points de contact entre deux grains se colmatent, les zones plates deviennent bombées, les plus petits grains disparaissent. Finalement, à la fois:

– les aiguilles, plaquettes ou étoiles, les cristaux brisés deviennent de fins grains à peu près sphériques, d’un diamètre assez uniforme (de 0,5 à 1 mm): c’est le métamorphisme destructif (sous-entendu: de la forme géométrique initiale; fig. 3); il s’ensuit, surtout si au départ il s’agissait d’une neige non ventée très peu dense, un tassement spontané de la couche sous l’effet de son propre poids;

– des ponts de glace apparaissent entre les grains, les liant en une structure cohérente: c’est la consolidation; on peut comparer ce phénomène au frittage d’une poudre métallique à haute température (mais nettement inférieure au point de fusion du métal), bien connu en métallurgie (cf. métallurgie des POUDRES).

Si la consolidation d’une neige ventée est rapide, celle d’une neige non ventée est lente. Vers 漣 4 ⁰C, pour obtenir une neige à grains fins, cohérente, de masse volumique 300 à 350 kg/m³, il faut huit jours. Dans les régions polaires où la fonte est inconnue, les températures étant bien plus basses, le processus est beaucoup plus lent. Toutefois, il s’agit en général au départ de neiges ventées. Alors, vers 12 à 15 m de profondeur (soit après quelques années ou dizaines d’années, car l’accumulation annuelle y est faible), on obtient une neige granuleuse très consolidée, de masse volumique 570 kg/m³ environ, qu’il est convenu d’appeler du névé , car elle ressemble à la neige de plus d’un an d’âge de nos névés alpins (mais dans ceux-ci le métamorphisme est différent, avec fonte).

Métamorphisme de gradient

Lorsque la température dans le manteau neigeux n’est plus du tout uniforme, pour des gradients supérieurs à 2,5 ⁰C par décimètre pour être précis, ce ne sont plus les courbures qui contrôlent le métamorphisme, mais les différences de température. Il y a sublimation d’une face d’un cristal vers la face moins froide d’un autre cristal voisin, un grand nombre de cristaux disparaissant entièrement. Au cours de ce processus, des facettes planes apparaissent sur les grains arrondis (en fait, examinées au microscope, ces facettes planes sont souvent en marches d’escalier; cf. fig. 4 a). Elles se développent jusqu’à donner de gros cristaux aux formes géométriques, non soudés les uns aux autres, le givre de profondeur (fig. 4 b). C’est le métamorphisme de gradient, ou métamorphisme constructif . La neige ne se consolide pas ou, si elle l’était, cesse de l’être. Sa densité n’augmente pas.

Tel est le cas, en particulier, lorsque les premières chutes de neige de la saison sont suivies d’une longue période sans précipitations. La neige reste très froide en surface mais sa base est réchauffée par le sol (qui a emmagasiné de la chaleur tout l’été), en général jusqu’au point de fusion. À quelque distance du sol apparaît alors une couche de givre de profondeur sans cohésion (neige coulante ), et la neige qui s’accumule par la suite est instable. Une telle situation est éminemment avalancheuse (fig. 5).

Le givre de profondeur, lorsqu’il est très développé, prend la forme de cupules hexagonales, de petites trémies, orientées vers le bas (d’où vient la vapeur d’eau); ce sont les « cristaux en gobelets ». D’autre part, en un lieu humide, au voisinage d’une rivière par exemple, les cristaux à la surface peuvent devenir de grandes plaquettes (givre de surface , « neige pailletée » des skieurs).

Effets de l’évaporation en surface, par temps froid

Si l’air est très sec, l’évaporation de la glace peut désagréger en une nuit une croûte de glace compacte existant sur une piste. Plus fréquemment, par temps très ensoleillé, mais avec un air à température négative et très sec, l’évaporation intense d’une neige cohérente aboutit, par suite d’une instabilité dans les échanges d’énergie, à la formation de petits sillons parallèles est-ouest, où la fonte apparaît. Dans nos régions, les micropénitents ainsi formés entre les sillons ne parviennent pas à dépasser quelques centimètres de haut avant d’être recouverts par une chute de neige. Mais, sous d’autres climats, les sillons peuvent continuer à s’approfondir de plus en plus, certains seulement subsistant, et le champ de neige devient un champ de pénitents ^{[cf. GLACIERS]}.

Métamorphisme de fonte

Les radiations solaires pénètrent dans la neige, 90 p. 100 environ étant absorbées dans le premier décimètre (les teintes « chaudes » en premier). Comme la surface perd de la chaleur par rayonnement infrarouge, il arrive souvent, si l’air est froid, que la fonte commence le matin quelques centimètres sous la surface. Plus tard, dans la journée, toute une couche superficielle s’humidifie, l’eau de fonte étant retenue par capillarité. Le regel nocturne provoque alors la formation d’une couche de neige très cohérente en surface, de quelques centimètres d’épaisseur. Les skieurs disent alors que la neige est croûteuse (ou « cartonnée »). Dans les Alpes, c’est la règle générale en mars, vers 2 000-2 500 m.

Plus tard en saison, la quantité d’eau apparue dépasse ce que la neige peut retenir par capillarité (de 2 à 5 p. 100). L’eau de fonte percole alors à travers la neige, la ramenant à 0 ⁰C. Au début, il se forme des strates et des lentilles de glace de regel, puis la percolation atteint le sol. Si celui-ci est imperméable, l’eau peut s’accumuler et la neige devenir sans consistance, comme un sable mouvant (neige « pourrie », marécage de neige), mais, le plus souvent, il y a écoulement hors du champ de neige.

Simultanément, la neige se tasse sous l’effet de son poids. Ses grains s’arrondissent, grossissent (les plus petits grains fondant entièrement) et se soudent les uns aux autres aux points de contact par suite de processus de fonte et de regel simultanés, à très faible distance. Cette neige fondante à gros grains, de masse volumique supérieure à 350 kg/m³, est appelée neige de printemps par les skieurs.

Lorsque la masse volumique dépasse 540 kg/m³, la neige, même fondante en surface et plus ou moins imbibée d’eau sur toute son épaisseur, devient capable de supporter le poids d’un homme à pied. On l’appelle alors du névé (à ne pas confondre avec névé, terme géographique désignant la partie du glacier où la neige subsiste à la fin de l’été, bien que dans nos régions cette neige soit en effet devenue alors du névé). En raison de l’eau qu’il renferme, le névé ne regèle la nuit que sur un ou deux décimètres.

Lorsque la fonte est faible, les alternances diurnes de fonte et de regel, à la longue, forment en surface une croûte de radiation , à gros grains, ayant leur axe de symétrie hexagonale du réseau cristallin (axe optique) perpendiculaire à la surface.

Entretien des pistes

Sur les pistes de ski alpin, pour éviter que la neige fraîche ne soit repoussée hors de la piste par les skieurs, ou pour la satisfaction des skieurs novices, ou pour émietter une neige cartonnée, ou en vue d’une compétition, on procède à des damages. En particulier, on dame les pistes après chaque forte chute de neige et même, autant que possible, pendant la chute elle-même. Pour cela, on y circule avec des engins légers chenillés, à très larges chenilles (communément appelés ratracks , même s’ils sont d’autres marques), pouvant traîner des herses spéciales. La neige est compactée, et ce compactage facilite sa consolidation dans les heures qui suivent.

S’il faut parfois fermer les pistes après une très forte chute de neige, même sans danger d’avalanche, pour que les dameurs aient le temps d’effectuer leur travail, bien plus souvent, hélas, il faut les fermer en début de saison faute d’un enneigement suffisant. Aussi quelques stations, pour leur bon renom, entretiennent alors une piste avec de la neige artificielle. Il s’agit en fait de minuscules granules de glace obtenus en pulvérisant de l’eau, la nuit, lorsque l’air est très froid. Pour cela, une conduite d’eau calorifugée et une conduite d’air comprimé, avec des gicleurs régulièrement espacés, sont disposés à demeure le long de la piste. La détente de l’air contribue ainsi au refroidissement et au gel de l’eau. Signalons qu’à Disneyland, près de Los Angeles, en plein été, on peut, grâce à ce procédé, goûter aux joies du ski. Cela semble plus satisfaisant que le ski sur une piste en tapis-brosse de plastique, ou le ski de fond sur route avec des skis à roulettes! Le glissement sur cette neige artificielle est tout à fait comparable à celui que l’on rencontre sur de la neige naturelle.

2. Propriétés mécaniques

Difficulté de leur étude

L’étude des propriétés mécaniques de la neige se heurte à trois grandes difficultés.

Difficulté de caractériser la neige qu’on va étudier

La mesure de la densité, dont se contentaient les ingénieurs il y a trente ans, est absolument insuffisante. Certains chercheurs (Good, Kry) trempent un bout d’échantillon dans du diéthyl-ester de l’acide phtalique, qui congèle sans modifier la structure de la neige, puis en font une lame mince, qui est étudiée au microscope, en lumière polarisée. Les techniques d’analyse d’images, très sophistiquées, sont pourtant décevantes, car elles concernent la forme des grains de neige, alors que les propriétés mécaniques dépendent des ponts de glace qui les lient. Il vaut bien mieux connaître exactement la provenance et l’« histoire » de cette neige. Plus simplement, une neige est caractérisée, outre sa densité et sa température (ou sa teneur en eau), par le diamètre moyen de ses grains, la présence ou non de facettes planes, et quelques tests mécaniques très simples faits à la main. Ce sont la vitesse de pénétration d’une sonde de battage (rappelant en petit la machine à battre des pieux d’immeuble), et la force de rupture en cisaillement, lue en tirant un cadre enfoncé dans la neige avec un dynamomètre. Malheureusement, ces tests, qu’effectuent de façon routinière les observateurs du centre d’études de la neige de la Météorologie nationale, n’ont jamais été faits avant des essais mécaniques plus complets.

Modification des propriétés de l’échantillon au cours de l’essai

La modification la plus importante provient du tassement. Ainsi, dans des essais en compression d’une neige consolidée, froide, sous une charge constante de quelques kilopascals, les expansions latérales ne sont que de l’ordre du dixième de la compression. Donc, les huit dixièmes du travail effectué ont servi à la compaction, deux dixièmes seulement, à la déformation. Simultanément, la déformation devient de plus en plus difficile, et la vitesse de fluage diminue au cours du temps, d’autant plus vite qu’on part d’une neige déjà très dense. Selon Landauer, pour des densités 福 comprises entre 0,3 et 0,6, cette vitesse diminue comme t size=1^漣( size=1^福/0,76), t étant le temps écoulé.

Les expériences de cisaillement (déformation d’ensemble où les couches se déplacent parallèlement les unes par rapport aux autres, sans que leur écartement varie), qui ne produisent aucune compaction, et les expériences de traction, laquelle n’augmente pas le volume (il n’y a pas « décompaction »), sont plus faciles à interpréter. Tout le travail servant alors à la déformation, il ne faut pas s’étonner si, en traction, pour une traction égale à la compression citée plus haut et au bout d’un même temps, la déformation est cinq fois plus forte.

Non-homogénéité de la déformation

Déjà, lorsqu’on déforme un corps compact comme un métal, la déformation plastique apparaît d’abord dans quelques couches (les bandes de glissement, ou de Lüders ) avant de s’étendre à tout l’échantillon. Cela est encore plus net souvent pour la neige. Yosida, en comprimant de la neige fraîche, a montré qu’une partie seulement de l’échantillon se compactait, jusqu’à devenir très résistante, avant que la déformation ne progresse dans une couche adjacente. Cela peut entraîner, sous charge constante, une déformation par à-coups ou, si la vitesse de compression est imposée, des oscillations de la contrainte.

Déformation et rupture de la neige froide consolidée

Conformément à ce qui a été dit, pour éliminer les phénomènes perturbateurs dus à la compaction, examinons la déformation d’une carotte de neige, évidée selon son axe, consistant en une torsion autour de cet axe. Les expériences de Brown et de ses collaborateurs, à vitesse de torsion constante, sont résumées sur la figure 6. Elles concernaient une neige consolidée, à grains fins, de densité 0,35 à 漣 6 ⁰C.

Pour des vitesses de torsion supérieures à 10^-3 rad . cm^-1 . min^-4, le couple (= forces de cission 憐 bras de levier) croît très vite, jusqu’à la rupture, qui se produit pour des cissions de l’ordre de 5 kPa. Avec une vitesse de 10^-3 rad . cm^-1 . min^-1, la contrainte cesse d’augmenter et on obtient un fluage permanent, sans qu’il y ait rupture. Ce fluage consolide davantage la neige: si au bout d’un quart d’heure on augmente la vitesse de torsion, on peut atteindre une charge de rupture bien plus élevée que précédemment. Si, au contraire, au bout d’un quart d’heure on arrête la torsion, le couple diminue progressivement (on dit qu’il y a relaxation des contraintes), en un temps de l’ordre de 10 minutes. Et, simultanément, la consolidation supplémentaire qui avait été acquise disparaît.

Autre expérience, avec un couple de torsion constant cette fois (et faible). La vitesse de torsion est d’abord très forte, puis diminue progressivement et une torsion à vitesse constante s’établit. En supprimant le couple, il y a un retour en arrière: une petite partie de la déformation est donc réversible, élastique.

On obtiendrait le même type de phénomènes, problèmes de rupture exclus, avec le dispositif de la figure 7: un montage de ressorts élastiques et de pistons huilés représentant une déformation visqueuse. Mais ce schéma rhéologique n’est valable que qualitativement: il conduit à des déformations ou à des relaxations suivant des lois du type « exponentielle décroissante », ce qui n’est pas le cas pour la neige.

On pourrait espérer, par l’application d’une charge pendant un temps très bref, mesurer seulement la partie réversible, élastique, de la déformation. Des modules de Young (rapport de la contrainte de compression au raccourcissement élastique par unité de longueur) ont été publiés. En fait, la déformation irréversible, plastique, intervient toujours, et le module de Young apparent qui est mesuré dépend de la vitesse de mise en charge (fig. 8). Pour une vitesse standard, ce module dépend énormément de la neige étudiée. Pour des neiges vieilles très denses, de masse volumique 370 kg/m³, il est de l’ordre de 100 MPa, alors que pour la neige froide consolidée hivernale il n’est que de quelques MPa (fig. 9).

Mécanismes à l’échelle du grain

Pour comprendre les phénomènes, il faut se placer à l’échelle microscopique. Les grains sont liés les uns aux autres par des ponts de glace (le terme anglais necks , des cous, est plus imagé). Ces ponts transmettent les forces. Si tous les ponts participent à cette transmission, la contrainte dans les ponts sera, pour une neige de densité 0,3, environ quarante fois plus forte que la contrainte globale appliquée à l’échantillon. Il semblerait, selon des calculs de Kry, qu’un dizième seulement des grains et des ponts transmettent effectivement les forces; les contraintes dans les ponts seront alors quatre cents fois plus élevées que la contrainte globale. Quoi qu’il en soit, alors que la déformation des grains est élastique et totalement négligeable, il y a dans les ponts des déformations plastiques, irréversibles. Celles-ci sont étudiées à l’article GLACE. Sous une charge donnée, la glace présente d’abord un fluage transitoire rapide, se ralentissant au cours du temps (effet d’écrouissage), puis, quand la déformation dépasse une certaine valeur, une déformation à taux constant, avec recristallisation continuelle. On trouve pour la neige des variations de la vitesse de fluage avec la température du même ordre que pour la glace compacte, ce qui confirme que c’est bien le même phénomène.

En supprimant la charge à laquelle était soumis un échantillon de glace, une déformation en sens contraire est observée. Elle est due à l’élasticité proprement dite (déformation de tout le réseau cristallin), et surtout à une « pseudo-élasticité » correspondant à la partie réversible de l’énergie stockée dans les dislocations. Alors que le module de Young de la glace (mesuré à partir de vibrations à fréquence ultrasonore) est de l’ordre de 9 000 MPa, le module pseudo-élastique est environ dix fois moindre. Compte tenu du facteur de l’ordre de 400 entre contrainte globale et contraintes dans les ponts, on retrouve bien les modules de Young apparents publiés de quelques MPa.

Les modalités de fluage de la glace ne suffisent pourtant pas pour tout expliquer. Pourquoi le fluage sans compaction augmente-t-il la charge de rupture, cette augmentation de la solidité disparaissant en une dizaine de minutes lorsque le fluage cesse? Il faut admettre que pendant la déformation, même sans compaction, de nouveaux ponts se créent entre les cristaux et que ceux-ci (ou d’autres) disparaissent lorsque les contraintes se relaxent. De Montmollin, pour expliquer des fluctuations rapides du couple de torsion dans ses expériences à vitesse de torsion constante, va même jusqu’à admettre que ces nouveaux ponts se formeraient en quelques secondes (du moins à la température de ses expériences, au-dessus de 漣 6 ⁰C).

Déformation, reptation et rupture du manteau neigeux

La couche totale de neige déposée sur une pente (ce qu’on appelle le manteau neigeux) comprend des couches de neige cohérente, souvent des couches de neige coulante (cf. fig. 5), avec en surface une couche de neige fraîche. Supposons qu’il n’y ait que de la neige cohérente. Au cours du temps, elle se tasse et se déforme sous l’effet du poids des couches supérieures. Les contraintes croissent avec la profondeur, mais aussi la densité et la consolidation de la neige. De ce fait, les taux de déformation et de compression sont sensiblement les mêmes à toute profondeur. Si la base ne glisse pas, les vecteurs vitesse à différentes profondeurs sont à peu près parallèles et proportionnels à la distance à la base: c’est la loi expérimentale de Haefeli. À cela il faut ajouter un lent glissement d’ensemble si la couche cohérente repose sur un sol dégelé (glissement alors appelé reptation), ou sur de la neige coulante, ou sur une neige très riche en eau et non cohérente (fig. 10).

La loi de Haefeli entraîne que toute droite matérialisée dans la neige s’incline vers l’aval au cours du temps en restant une droite. Considérons, sur la section longitudinale de la figure 10, un point M quelconque et son vecteur vitesse, glissement exclu. Traçons le demi-cercle de diamètre AB, porté par la base, et tangent en M au vecteur vitesse. MA et MB sont perpendiculaires; pendant un temps infinitésimal, M se déplace le long de ce demi-cercle et donc MA et MB restent perpendiculaires (A et B ne bougent pas, puisqu’on ne tient pas compte du glissement d’ensemble). Dans la déformation d’un milieu continu, c’est là la caractéristique des directions principales, pour lesquelles la déformation se réduit à une compression (selon MA) ou à une traction (selon MB), sans cisaillement.

Les contraintes croissent linéairement avec la profondeur mais ont les mêmes directions principales MA et MB. C’est donc perpendiculairement à MB que se fera la rupture. La direction du vecteur vitesse en M étant indépendante de la profondeur, il en est de même pour MB; si bien que la rupture doit se faire le long d’un plan. Comme la charge de rupture croît plus vite que la profondeur, la rupture s’amorce dans le haut: les ruptures de plaques à vent peuvent être amorcées par un skieur, ou par l’explosion d’une charge transportée, suspendue à un câble, juste au-dessus de la surface (déclenchement d’avalanche préventif).

Lorsqu’un obstacle fixe, tel qu’un ouvrage anti-avalanches, s’oppose au lent écoulement du manteau neigeux vers l’aval, la poussée contre l’obstacle croît au cours du temps pendant les jours qui suivent une forte chute de neige, puis se stabilise à une valeur élevée, tout le manteau neigeux en amont sur une certaine distance contribuant à la poussée. La poussée est d’autant plus élevée que la part de la reptation est plus importante. Ainsi, des mesures faites à Davos donnent, pour une couche de neige hivernale de 3 mètres d’épaisseur, sur une pente de 45⁰, une poussée sur une barrière perpendiculaire à la pente croissant de 3,9 à 6,4 tonnes-force par mètre carré à mesure que la part de la reptation dans l’écoulement croît. Notons que le poids de cette couche n’est que de 0,8 t/m², et sa composante vers l’aval de 0,56 t/m² seulement. Donc tout se passe comme si la barrière supportait toute la composante aval du poids du manteau neigeux sur 7 à 11 mètres de distance vers l’amont.

Déformation de la neige humide

La neige fraîche humide, par suite de l’enchevêtrement des cristaux en étoile parfois, mais surtout grâce aux forces de capillarité, peut être cohérente comme du feutre. On peut même parfois voir une couche d’une telle neige, glissant sur un toit, se plisser. Du fait de ce feutrage, la neige fraîche peut parfois tenir sur des pentes extrêmement raides, et ne partir en avalanche seulement après qu’un certain métamorphisme destructif se soit produit.

La compression consolide très vite une neige humide, surtout à partir du moment où elle est saturée d’eau. Il y a fonte là où deux grains sont comprimés l’un contre l’autre, et le froid qui s’ensuit fait congeler de l’eau ailleurs, cimentant les grains. Tout gamin ayant serré trop longtemps dans sa main une boule de neige l’a vue se transformer en boule de glace. Il n’en a pas tiré une publication scientifique, mais c’est pourtant par ce processus que le névé se transforme en glace, l’été, dans nos glaciers alpins.

C’est aussi par ce processus que la neige mouillée recouvrant les chaussées est compactée par les pneus en une couche de glace très glissante. Selon des études faites à Ottawa, cela se produit lorsqu’elle renferme moins de 15 p. 100 d’eau. Entre 15 et 30 p. 100, le trafic est sans effet, au-delà de 30 p. 100, la bouillie de neige est chassée hors de la chaussée.

3. Glissement des skis et patins de traîneaux

Neige vierge ou peu damée

La résistance à l’avancement est alors due surtout au tassement et à l’entraînement de la neige par le ski ou le patin. Dans de la neige poudreuse, celle-ci est entraînée sur plusieurs mètres, autant sous le ski que sur les côtés. Si le ski avance vite, il y a même un sillage turbulent à l’arrière. Dans de la neige humide, la zone entraînée et tassée est étroite, juste sous le ski. Dans les deux cas, pour diminuer la résistance, il convient que la partie antérieure et recourbée du ski (la spatule) soit souple et assez longue pour sortir de la neige, de façon que le damage se fasse progressivement (si la deuxième condition n’est pas remplie par les skis actuels, c’est parce qu’un ski de forme différente de ceux qui sont utilisés en compétition ne se vendrait pas).

Piste de descente damée pour la compétition

À l’extrême opposé, considérons un skieur descendant en ligne droite, selon la plus grande pente, une piste dure et très damée. La principale résistance devient alors celle de l’air. Soit P le poids du skieur, v sa vitesse à l’instant t , S son aire perpendiculairement à la vitesse, 福 la densité de l’air, tan 見 la pente, tan 﨏 le coefficient de frottement (rapport de la force de frottement à la force contre la neige, P cos 見). La résistance de l’air est (1/2)C^x 福Sv², la quantité C^xS dépendant de la position prise par le skieur (en position de recherche de vitesse, elle est de l’ordre de 0,2 m²). L’équilibre des forces, compte tenu de la force d’inertie (P/g ) d v/dt , s’écrit:

Posons:

l’équation du mouvement peut s’écrire:

Même sans la résoudre, on peut voir que v tend vers v^L (vitesse limite) en un temps de l’ordre de T. Pour un skieur en position de recherche de vitesse, V^L (vitesse limite pour 見 = 90⁰, c’est-à-dire, le frottement devenant nul, en chute libre) atteint environ 100 m/s (90 m/s pour les dames). Sur une pente uniforme tan 見 = 1/2, si tan 﨏 = 0,05, on trouve v^L = 63,4 m/s = 228,4 km/h. Si, très difficilement, un bon fartage fait baisser le coefficient de frottement de 0,05 à 0,03, la vitesse limite ne sera augmentée que de 5 km/h (le descendeur a intérêt surtout à réduire son C^xS au minimum). Mais cette vitesse limite n’est à peu près atteinte qu’au bout d’un kilomètre (T = 16 s). Cette description correspond à l’épreuve du « kilomètre lancé ».

Dans les compétitions alpines, le skieur évolue en général à une vitesse moitié moindre, et la « glisse » n’intervient que dans les faux-plats, ou pour reprendre de la vitesse après un freinage nécessaire (obtenu en raclant la neige). Toutefois, les courses se disputent au centième de seconde, aussi cette glisse est-elle un souci majeur en compétition.

Même sur une piste déjà damée, le passage du ski améliore le glissement en nivelant mieux la surface (la longueur du ski intervient donc). Même sur une neige ainsi lissée, la semelle ne touche effectivement la neige, à l’échelle du grain de neige, que sur quelques pour cent de sa surface. Comme toute l’énergie dissipée par le frottement l’est en ces points, il y apparaît toujours un film d’eau liquide, même si la neige est très froide. Que le ski soit bon ou mauvais conducteur de la chaleur est sans importance, car la chaleur dissipée est surabondante: dans des expériences faites par Huzioka, le film d’eau produit n’avait nécessité qu’un pour cent de l’énergie totale dissipée. Mellor rapporte qu’au pôle Sud les atterrissages fréquents d’avions cargo C 130 rendent la piste de neige verglacée en surface, malgré des températures de l’air qui ne s’élèvent guère au-dessus de 漣 25 ⁰C.

Lorsque deux surfaces glissent séparées par un film de fluide lubrifiant (ici l’eau), il s’ensuit un frottement proportionnel à leur vitesse relative, et inversement proportionnel à l’épaisseur de ce lubrifiant. Ce frottement, dit visqueux, diffère totalement du frottement à sec, dit solide, qui obéit plus ou moins à la loi de Coulomb (frottement indépendant de la vitesse, et proportionnel à la pression). De fait, sur une neige très humide, un film d’eau ininterrompu se forme entre la semelle du ski et la neige: le frottement croît alors avec la vitesse et devient rapidement prohibitif. Mais en général il n’en est pas ainsi: ce film d’eau n’existe que dans les aires de contact réel (à l’échelle microscopique). La pression chasse l’eau hors des aires de contact et diminue l’épaisseur du film, augmentant le frottement. Il faut donc s’attendre à un comportement intermédiaire entre le frottement visqueux et le frottement solide, et quoi qu’il en soit le frottement est très réduit.

Avec de la neige à 漣 9 梁 2 ⁰C en surface (la température de l’air étant 漣 7 梁 1 ⁰C), Mayr a mesuré une épaisseur du film d’eau entre ski et neige de 6 à 7 猪m, là où il y a contact effectif. Or une semelle de ski normale, fartée et lissée ou bien sans fart, présente des aspérités de 5 à 10 猪m de haut. Cela facilite l’emprisonnement d’air et empêche un film d’eau ininterrompu. Avec de la neige mouillée, pour obtenir le même résultat, il faut appliquer un fart sans le lisser (crayonner la semelle avec un bâton de fart par exemple), de sorte à avoir des rugosités de 20 à 35 猪m.

Un autre exemple confirme que cette explication est la bonne. Pour un acier poli au maximum par un traitement de surface, le coefficient de frottement sur la neige croît de 0,07 à 0,14 lorsque la température diminue de 0⁰ à 漣 20 ⁰C. Avec une surface lisse ordinaire, il est de 0,12 à 0 ⁰C, mais devient inférieur à celui de la surface polie au-dessous de 漣 5 ⁰C.

Bien des plastiques comme le naltène (chlorure de polyvinyle) sont plus ou moins hydrophobes, mais cette propriété s’atténue lors du glissement. Seul le Téflon (polytétrafluoroéthylène) maintient ses propriétés hydrophobes et, de ce fait, conserve un coefficient de frottement très bas à toute température et à toute vitesse (de 0,05 à 0,10). On peut obtenir des résultats au moins aussi bons, et à un moindre prix, avec un fart de descente correctement appliqué.

Les farts de fond

Pour la marche à skis en terrain plat ou lors des longues montées que nécessite le « ski de printemps », des moyens mécaniques suffisent pour empêcher les skis de reculer: velours dits « peaux de phoque » ou écailles plastiques. Mais lors de la « course de fond », l’impulsion sur un ski immobile permet une glissade sur l’autre. Cela nécessite un coefficient de frottement au repos (coefficient statique ) très supérieur au coefficient de frottement en mouvement (coefficient dynamique ). C’est déjà le cas pour l’aluminium ou les laques avec lesquelles on protégeait, en leur temps, les skis entièrement en bois. Mais l’effet est très augmenté lorsqu’on recouvre la semelle du ski d’un fart approprié.

Les farts contiennent des cires minérales (paraffines, cyclohexane), parfois aussi de la poudre d’aluminium, pour la « glisse », des résines et du caoutchouc synthétiques pour l’« accrochage », de l’huile minérale pour les amollir ou un plastifiant pour les durcir (à l’origine, on utilisait de la cire d’abeille et de la poix). On applique d’abord une couche de fart de fond à chaud, lissée, en s’aidant d’un fer à farter. Puis on applique, selon la qualité de la neige et sa température, le fart approprié, ou même plusieurs couches différentes en vue de l’évolution prévisible de celle-ci. Les farts durs sont livrés en pains, les farts mous (klisters ) en tube. La couleur des emballages correspond à la dureté (dans chacun des deux types, l’ordre est, du plus dur au plus mou : vert, bleu, rouge, argenté, jaune). En règle générale, plus la neige est froide, plus le fart doit être dur et bien lissé. En cas de croûte glacée, on utilise un skare , qui renferme des particules d’abrasif (dans le même but, les Eskimos recouvraient soigneusement de boue congelée les patins de fer de leurs traîneaux).

Le mécanisme d’action du fart est complexe. À l’arrêt, le film d’eau s’élimine; les pointes des cristaux s’ancrent progressivement dans le fart; et peut-être une certaine adhésion moléculaire, croissant avec le temps intervient. Mais, si des recherches ont été faites par les fabriquants, elles n’ont pas été divulguées.

4. Nivométrie et prédictions d’écoulement

Nivométrie en un site donné

La quantité la plus facile à déduire des observations météorologiques de routine est le nombre de jours de neige par an. Cependant, son évaluation est délicate, car, le jour où il pleut et où il neige, il est, par convention, indiqué « jour de neige ». On peut aussi tenir compte des précipitations totales enregistrées par un nivopluviomètre et déduire de la température de l’air s’il s’agit de pluie ou de neige (en moyenne, c’est de la neige pour des températures de l’air au sol inférieures à + 1,5 ⁰C).

Les nivopluviomètres totalisateurs sont de grands récipients où l’on a mis de l’antigel de même densité que l’eau (cf. fig. 1). Du givrage ou du verglas suivi d’une chute de neige humide peuvent former un bourrelet autour de l’embouchure et fausser les mesures. En cas de chute de neige avec vent, l’air s’accélérant autour du nivomètre pour le contourner, trop peu de neige est collectée: pour un vent de 5 m/s, seulement la moitié des précipitations est captée. On rend l’instrument moins inexact en l’entourant d’une jupe circulaire (« écran ») ou même de deux concentriques (nivomètre Wyoming aux États-Unis, nivomètre Tretiakov en ex-U.R.S.S.).

La mesure de l’équivalent en eau de la neige déposée au sol est plus sûre. De plus, elle seule permet de suivre la progression de la fonte. Elle doit se faire en un lieu relativement abrité du vent, mais non avalancheux.

Les mesures manuelles se font avec des sondes en tube d’aluminium, démontables en tronçons de 1 m pour être transportées dans un sac à dos, qu’on enfonce verticalement à travers tout le manteau neigeux pour les remplir d’une carotte de neige, puis qu’on pèse avec une balance romaine. Les emplacements choisis sont matérialisés par des perches métalliques peintes de 4 à 6 m de haut, scellées dans le sol, ou par des marques sur les arbres avoisinants. En Amérique du Nord, on effectue un sondage tous les 30 mètres environ, toujours selon le même profil (course de neige ). En France, l’É.D.F. fait effectuer cinq sondages à quelques mètres autour de la perche. Dans les deux cas, on retient la moyenne des mesures. Toujours en France, le traitement statistique des mesures faites en 600 emplacements des Alpes et des Pyrénées pendant quinze à vingt ans a permis, en 1975, de ne conserver que 250 emplacements significatifs, qui sont sondés de trois à six fois par hiver, ou hebdomadairement aux altitudes habitées. La présence de strates de glace de regel dans la neige peut rendre le sondage impossible.

L’emploi du rayonnement gamma émis par les corps radioactifs permet de construire des nivographes automatiques, enregistrant l’équivalent en eau à toute heure, par tous les temps, même si le danger d’avalanche rend le lieu inaccessible. Le principe en est que l’atténuation des rayons 塚 ne dépend pas de l’état de l’eau, solide ou liquide, ni de la densité de la neige, mais seulement de l’équivalent en eau de la couche traversée. Il s’ensuit que, si t est le temps pour qu’un compteur de Geiger enregistre 10 000 décharges, l’équivalent en eau de la couche traversée est:

Les nivographes à rayons 塚 mis au point par P. Guillot, à l’É.D.F., utilisent du césium 137, pour lequel C = 150 mm d’eau. Là où le manteau neigeux n’est jamais très important (Jura, Massif central), un pinceau vertical de rayons 塚 mesure l’équivalent en eau de toute la couche de neige. Compteur et électronique sont dans le sol, dans un boîtier étanche; la source, de 100 millicuries, dans son enceinte de plomb percée d’un trou vers le bas, est disposée sur un portique, à 1,80 m du sol. Avec la source utilisée (maximum autorisé par les règlements en un lieu clos, mais non gardienné), et la géométrie adoptée, t ⁰ = 20 s. Si h = 600 mm, t = 18 min. C’est là le maximum mesurable avec cet appareil.

Dans les Alpes et les Pyrénées, l’É.D.F. utilise plus de 20 densigraphes à rayons 塚, donnant la densité en fonction de la hauteur au-dessus du sol. La source, de 10 mCi seulement, et le compteur se déplacent simultanément le long de deux poteaux distants de 60 cm, et le pinceau de rayons 塚 est horizontal. La vitesse est proportionnelle au taux de comptage. Lorsque le pinceau émerge au-dessus du champ de neige, le compteur est saturé et le mouvement s’inverse. L’appareil est valable pour toute épaisseur de neige; non seulement, par intégration, on obtient l’équivalent du manteau neigeux, mais on peut suivre son évolution.

Les données des nivographes et densigraphes sont transmises par satellite à Toulouse, en utilisant le système Argos.

Une solution toute différente a été adoptée dans l’ouest des États-Unis, la plus grande étendue à surveiller nécessitant un matériel moins onéreux. L’équivalent en eau du manteau neigeux est mesuré en quatre cents points avec des « coussins à neige » (snow-pillows ), récipients plats de plusieurs mètres carrés, remplis d’un liquide incongelable. Il suffit de mesurer la surpression de ce liquide due au poids de la neige. Les données sont transmises par radio à Portland (Orégon), dans la bande des 40-41 MHz, en utilisant les réflexions sur les traînées ionisées des météores.

Stock d’eau dans un bassin versant et écoulement

Lorsqu’il y a fonte, avec un délai variable, une fois que toute la neige est à 0 ⁰C et sa capacité de rétention dépassée, l’eau s’infiltre dans le sol, soit pour réapparaître plus tard dans des sources (une fois les réserves d’eau du sol reconstituées), soit pour être pompée du sol et transpirée par les plantes. L’eau peut aussi s’évaporer soit à la surface de neige fondante, soit en fin de saison et lorsque l’eau peut ruisseler sur du terrain nu, à partir de cette eau libre. Lorsque le point de rosée de l’air est positif, de la rosée, au contraire, se dépose sur la neige constituant une sorte de « précipitation occulte », que nous compterons comme une évaporation négative.

Des mesures de débit sur une rivière, intégrées au cours du temps, donnent l’écoulement, qui est lié aux précipitations dans le bassin-versant par l’égalité suivante (non compte tenu du délai entre précipitation liquide ou fonte et écoulement, délai qui est variable selon l’étendue du bassin): écoulement = précipitations liquides + diminution du stock neigeux – (évapo-transpiration + augmentation des réserves en eau du sol).

La quantité entre parenthèses est le déficit d’écoulement . Très fort en plaine (de 420 à 490 mm/an en Europe centrale, de 550 mm/an en France), il doit devenir très faible en haute montagne, du fait qu’il y a peu ou pas de végétation et plus de condensation que d’évaporation. Par suite de la très grande imprécision avec laquelle le stock nival en haute montagne est connu, on en est réduit à des suppositions et, dans les calculs pour des bassins fortement englacés, on l’admet nul.

En moyenne montagne, la forêt intercepte une partie des précipitations, qui souvent fond et s’évapore sans atteindre le sol. Par ailleurs, la forêt retarde la fonte. On étudie même les meilleurs boisements pour obtenir cette conservation d’un stock d’eau sous forme de neige tard en saison.

Malgré tout, même si les estimations du stock nival dans un bassin-versant donné sont imprécises, la corrélation entre stock nival à la fin de l’hiver + précipitations ultérieures jusqu’à la fonte de toute neige et écoulement pendant cette période ultérieure est très bonne pour différentes années mais pour le même bassin. Ainsi, pour le bassin-versant alimentant la retenue de Serre-Ponçon, sur la Durance, l’É.D.F. a pendant dix ans estimé le stock nival au 1^er mars à partir des mesures nivométriques en cinq points seulement. Il a varié entre 448 mm d’eau (en 1954) et 2 506 mm (en 1960). L’écoulement à Serre-Ponçon a été 0,565 fois le stock nival ainsi estimé, plus 692 mm, avec un coefficient de corrélation de 0,954.

Prévisions d’écoulement

Les facteurs qui provoquent la fonte sont exposés à l’article GLACIERS. La fonte résulte d’un bilan d’énergie positif pour la couche superficielle, où pénètre une petite partie des radiations solaires. La surface même en absorbe une part plus importante (surtout si elle est poussiéreuse, ou couverte de micropénitents), rayonne dans l’infrarouge lointain (mais reçoit aussi de l’infrarouge des nuages et de la vapeur d’eau atmosphérique), reçoit la chaleur de l’air (chaleur sensible), perd des calories par évaporation ou, plus souvent, en gagne par condensation (chaleur latente). Les transferts de chaleur sensible et de chaleur latente augmentent avec le vent, et deviennent importants à moyenne et basse altitude.

La condensation de l’eau suppose un point de rosée de l’air positif. Il faut noter qu’un vent chaud et sec comme le foehn n’est sec qu’en humidité relative; son point de rosée est positif. À l’eau ainsi condensée s’ajoute l’eau de fonte due aux calories dégagées par la condensation: 1 g de vapeur d’eau produit ainsi 8,44 g d’eau liquide. Lorsqu’il pleut sur la neige, l’écoulement dû à l’humidité de l’air est souvent bien supérieur à celui qui est dû à la pluie elle-même.

Ce n’est que très exceptionnellement, et pendant un nombre de jours limité, que toutes les variables nécessaires pour établir un bilan d’énergie ont été mesurées. En général, on ne dispose que de mesures de précipitations journalières, des températures diurnes maximales et minimales, en quelques stations à basse altitude. On a cherché à établir des corrélations entre ces variables et la fonte, ou bien entre ces variables et l’écoulement. Ces dernières sont plus utiles pour une prévision, mais les délais d’écoulement, variables, compliquent le problème.

Donnons le « modèle » établi par Martinec et Rango, très satisfaisant en zone peu montagneuse, quelle que soit l’étendue du bassin-versant. L’écoulement pendant le jour n + 1 se prédit à partir de mesures faites le jour n : Tⁿ (température moyenne diurne, en ⁰C) et Pⁿ (précipitations en centimètres, lorsque Tⁿ est supérieur à T; on considère que c’est alors de la pluie). T est une correction à faire pour passer de l’altitude moyenne du bassin-versant à l’altitude de la station; on admet une variation de 1 degré pour 160 m de dénivelé. On introduit aussi Sⁿ , fraction d’aire du bassin versant enneigé, qui en fait n’est déterminée que de loin en loin (c’est là que l’imagerie satellite peut jouer un rôle; mais elle parvient trop tard pour une prévision). A étant l’aire du bassin-versant en kilomètres carrés et l’écoulement Q étant mesuré en m³/s, le modèle de Martinec-Rango s’écrit:

C, a ⁿ et k ⁿ⁺¹ sont des paramètres à ajuster pour chaque bassin-versant; a ⁿ (Tⁿ + T) donne la fonte. Le coefficient a ⁿ croît au cours de la saison de 0,2 à 0,6 centimètre par degré. Parfois, exceptionnellement, il n’atteint même pas 0,1 (le mythe selon lequel il serait constant reste vivace).

C introduit le déficit d’écoulement. On peut en prendre un différent en cas de pluie, c’est-à-dire si Pⁿ 0.

Enfin, k ⁿ⁺¹ est le coefficient de recession correspondant au délai dans l’écoulement, le plus délicat à déterminer. Il varie à peu près comme A^1/4, et diminue légèrement lorsque Qⁿ augmente.

• naije v. 1325; de neiger

1 ♦ Eau congelée dans les hautes régions de l'atmosphère, et qui tombe en flocons blancs et légers (⇒ nival; nivo-). L'hiver, saison de la neige. Le temps est à la neige : il va neiger. ⇒ neigeux. Flocons de neige. Chute, tempête de neige. Couche de neige. Mesurer la hauteur de neige. ⇒ enneigement; nivologue. Paysage de neige. Boule, bonhomme de neige. Accumulation de neige. ⇒ congère, névé; avalanche. Route recouverte de neige. ⇒ enneigé. Ôter la neige. ⇒ déneiger; chasse-neige. — Neiges éternelles. Fonte des neiges. « Mais où sont les neiges d'antan ? » (Villon). Loc. L'abominable homme des neiges. ⇒ yéti. — Neige fraîche, poudreuse, pourrie, tôlée. Canon à neige. Neige de canon. — Équipement pour aller sur la neige. ⇒ luge, raquette, ski, traîneau. — Appos. Pneus neige, antidérapants. — Par compar. Blanc comme neige. Loc. Fondre comme neige au soleil. Faire boule de neige. — Absolt, collectivt La neige : lieu où la neige abonde, station de sports d'hiver. Aller à la neige. Vacances de neige. Trains de neige. Classe de neige. Exploitation de la neige (cf. Or blanc).

2 ♦ Par anal. (de couleur, de consistance) Neige artificielle : substance chimique utilisée pour l'entraînement des skieurs, pour simuler la neige (au cinéma). Neige carbonique. ⇒ carboglace . — (1921) Arg. Cocaïne en poudre. — Battre des blancs (d'œufs) en neige, de manière à obtenir un appareil blanc et ferme. Œufs à la neige : entremets composé de blancs d'œufs battus et pochés, servis avec une crème. ⇒ île (flottante).

3 ♦ Loc. adj. Littér. DE NEIGE : d'une blancheur éclatante. Barbe, cheveux de neige. « un dos de neige » (Balzac).