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Les glaciers à l'épreuve du climat

 | 
Bernard Francou
, 
Christian Vincent

Partie 3. Comment les glaciers varient-ils ?

Chapitre 7. Des fluctuations des fronts aux bilans de masse

Texte intégral

Le glacier est un intégrateur du climat. À la différence d’une station météorologique qui mesure chaque variable du climat – la température, l’humidité, les précipitations, les flux radiatifs, la vitesse et la direction des vents –, le glacier les rassemble et produit des signaux assez simples à mesurer : une variation de longueur, de surface, de volume, d’épaisseur ou de vitesse d’écoulement. Cependant, le décryptage et l’interprétation de ces signaux en termes climatiques sont difficiles à réaliser. Quels paramètres observer ? Et quels sont les plus pertinents pour relier l’évolution des glaciers et l’évolution du climat ?

1Dans ce chapitre, nous décrirons les méthodes mises en œuvre pour réaliser des observations sur les glaciers, en nous appuyant sur des exemples bien documentés. Dans le chapitre suivant, nous analyserons comment les glaciers répondent au climat.

Ces fronts qui fluctuent

2Les variations de longueur des glaciers laissent toujours une forte impression à l’échelle des décennies, surtout lorsqu’elles concernent les grands glaciers. Par exemple, dans la vallée de Chamonix, le glacier des Bossons a reculé de 600 m entre 1983 et 2004, ce qui n’est pas passé inaperçu auprès des habitants de la vallée. Les alpinistes habitués à fréquenter leur école de glace sur le front de ce glacier l’ont trouvée plus haut perchée, mais aussi sur une pente très raide et sous des séracs menaçants. Tous ceux qui pratiquent la montagne déplorent le recul des glaciers, car ils ont gardé en mémoire des masses de glace beaucoup plus imposantes. Cependant, il faut éviter de se fier aux témoignages et aux souvenirs qui sont parfois un miroir très déformant de la réalité et choisir plutôt de mesurer les variations de longueur des glaciers sur la durée. Ces observations sont assez faciles à pratiquer, elles nécessitent quelques points de repères fixes sur des rochers et des moyens topographiques assez rudimentaires. À la limite, une chaîne d’arpenteur pourrait suffire… Mais que veulent dire ces fluctuations de longueur ? Sont-elles synchrones d’un glacier à l’autre ? Si c’est le cas, cela signifie-t-il qu’elles sont une réponse directe à des fluctuations climatiques ?

Figure 38. Variations cumulées des fronts des glaciers d’Aletsch, des Bossons, d’Argentière, de la Mer de Glace et de Saint-Sorlin

Figure 38. Variations cumulées des fronts des glaciers d’Aletsch, des Bossons, d’Argentière, de la Mer de Glace et de Saint-Sorlin

Sources : LGGE, CNRS

3À titre d’exemple, examinons les variations de longueur de cinq glaciers des Alpes françaises et suisses au cours du XXe siècle, soit Aletsch, Saint-Sorlin, Bossons, Argentière et Mer de Glace. Sur la figure 38, les glaciers du massif du Mont-Blanc présentent, à première vue, les mêmes oscillations. Mais en examinant de plus près ces fluctuations, il apparaît qu’elles sont déphasées de plusieurs années. Ainsi, après la forte décrue des années 1940, le glacier des Bossons a réavancé de façon très nette dès 1954, alors que les glaciers d’Argentière et de la Mer de Glace ont dû attendre 1970 pour reprendre du terrain. De même lors de la dernière décrue, le glacier des Bossons a amorcé un recul dès 1983, tandis que le front de la Mer de Glace a lâché prise seulement après 1993.

4D’autres langues révèlent des comportements encore plus distincts. Ainsi, le grand glacier d’Aletsch poursuit un recul continu depuis au moins 1890. On pourrait penser que le « lissage » qu’effectue ce glacier aux dépens des petites oscillations du climat est lié seulement à sa taille imposante, mais on remarque que le front du glacier de Saint-Sorlin, un glacier de petite taille (3 km2), dans le massif des Grandes-Rousses (Alpes françaises), ne réagit pas, lui non plus, aux petites fluctuations du climat. Les réponses et les temps de réponse des langues glaciaires sont donc très différents d’un glacier à l’autre. Alors, comment décrypter ces fluctuations ? Comment les glaciers réagissent-ils aux variations climatiques ? Quels sont les paramètres clés du climat auxquels ils sont sensibles ? Nous tenterons de répondre à ces questions à travers des exemples, en choisissant en particulier Argentière, un glacier bien suivi depuis de longues années.

Argentière, glacier exemplaire

5Ce glacier est situé en France dans le massif du Mont-Blanc et présente une surface d’environ 19 km2 pour une longueur de 10 km. C’est un glacier suivi de longue date car ses eaux sous-glaciaires alimentent le barrage d’Emosson. La société Emosson SA capte les eaux sous-glaciaires vers 2 000 m d’altitude ; ces eaux sont acheminées ensuite par galeries souterraines puis par des conduites forcées jusqu’au barrage situé au-dessus de Vallorcine dans le Valais suisse. Le bassin d’accumulation du glacier commence au sommet des Droites et des Courtes vers 4 000 m, donc à haute altitude, mais les surfaces englacées au-dessus de 3 500 m sont de taille réduite, versants raides obligent. La plus grande partie de la neige qui tombe à ces hautes altitudes ne peut s’accrocher sur ces parois raides et, par gravité et avec l’aide du vent, elle vient échouer en contrebas sur le large plateau supérieur du glacier. Dans le cirque du glacier d’Argentière, vers 3 000 m, les accumulations de neige atteignent à la fin de l’hiver des hauteurs considérables, de 6 à 8 m, mais la moitié environ de cette accumulation disparaît au cours de l’été. Au fil de sa descente, le glacier est rejoint par des affluents de versant sud (glacier des Rouges du Dolent, glacier du Tour Noir, glacier des Améthystes) et de versant nord (glacier des Rognons). Dans la zone d’accumulation, les débits de glace augmentent donc au fur et à mesure que le glacier progresse vers l’aval. Vers 2 800 m d’altitude, le glacier a une épaisseur de plus de 300 m en son centre, et sa vitesse est de 55 m/an en surface ; cependant en dessous de 2 800 m, la fonte estivale l’emporte sur l’accumulation hivernale, les bilans de masse sont donc négatifs et les débits de glace devraient en principe diminuer. Mais c’est sans compter avec l’apport de glace venant du glacier des Rognons. Vers 2 400 m, l’épaisseur du glacier est de 250 m au milieu et la vitesse d’écoulement en surface d’environ 100 m/an. À cette altitude, les bilans de masse de surface sont déjà largement déficitaires puisqu’ils atteignent -3,5 m d’équivalent-eau, ce qui représente une fonte de près de 4 m de glace par an. À 2 250 m, une rupture de pente très marquée du socle rocheux provoque une forte fracturation du glacier et sa surface devient chaotique : c’est la chute de séracs de Lognan. L’écoulement du glacier subit alors une forte accélération – sa vitesse peut atteindre plusieurs centaines de mètres par an – et se fait de façon discontinue. À l’aval de la chute de séracs, vers 1 800 m, « les morceaux se recollent » et le glacier retrouve une surface homogène, bien qu’encore très crevassée. Cependant, elle est recouverte d’une couche de débris morainiques très discontinue de quelques centimètres d’épaisseur. Ces débris de surface diminuent la fonte estivale, car ils jouent un rôle protecteur vis-à-vis de la fusion. Les bilans de masse de surface atteignent néanmoins une valeur de -7,5 m d’eau, soit une perte annuelle de plus de 8 m de glace. Puis le glacier finit sa course à 1 500 m d’altitude, dans une gorge très profonde.

Le glacier d’Argentière dans sa partie inférieure, et sa chute de séracs

6La glace formant la langue terminale a donc parcouru un long cheminement depuis les sommets, à 4 000 m d’altitude, subissant tour à tour au fil d’une descente dans un relief tourmenté des accélérations et des ralentissements et passant par une chute de séracs jusqu’à une langue terminale recouverte de débris morainiques. Les fluctuations de longueur de cette langue, on s’en doute, dépendent non seulement des variations climatiques qui règnent à la surface du glacier, mais également de facteurs tels que la taille du glacier, son épaisseur, sa pente ou sa vitesse, qui évoluent au cours du temps. L’interprétation en termes climatiques des fluctuations du front d’un glacier n’est donc pas simple !

7Afin de comprendre dans le détail la réaction du glacier d’Argentière aux changements climatiques, voyons comment ces facteurs – bilan, épaisseur, vitesse et longueur du glacier – ont évolué au cours d’un cycle de crue et de décrue. Pour cela, nous disposons d’observations réalisées tout au long de ces cinquante dernières années par les services des Eaux et Forêts, qui ont mesuré les variations d’épaisseur du glacier dès 1904 sur deux profils transversaux situés à l’aval de la chute de séracs (fig. 39). Ces observations ont été abandonnées vers 1950, mais la société Emosson SA les a reprises à son compte en 1958 en complétant le réseau jusqu’à 2 750 m d’altitude grâce à trois profils supplémentaires situés sur le plateau supérieur. En 1975, le LGGE a poursuivi ces mesures en implantant un réseau de balises sur l’ensemble de la zone d’ablation pour y mesurer les bilans de masse. En 1994, ce même réseau a été étendu à toute la surface du glacier entre 3 400 et 1 800 m d’altitude, et le glacier d’Argentière est aujourd’hui l’un des glaciers les mieux observés de la planète.

Figure 39. Orthophotoplan du glacier d’Argentière. Cette carte montre le réseau d’observations avec les sites de carottage, les balises d’ablation et les profils transversaux sur le glacier

Figure 39. Orthophotoplan du glacier d’Argentière. Cette carte montre le réseau d’observations avec les sites de carottage, les balises d’ablation et les profils transversaux sur le glacier

Sources : R. Blanc et C. Vincent, LGGE

Les aventures du glacier d’Argentière depuis cinquante ans

  • 61 Le bilan de masse glaciaire, notion déjà rencontrée dans ce livre, est défini comme la différence (...)

8Tout comme ses voisins, Argentière a subi des fluctuations très importantes. Sur la figure 40 sont reportées les variations d’épaisseur et les vitesses d’écoulement dans trois régions du glacier : la partie haute à 2 730 m, la partie médiane à 2 400 m et la partie basse à 1 800 m. Sur le bas de la figure, les fluctuations de longueur, et tout en haut les bilans de masse annuels61.

Figure 40. Bilans annuels, variations d’épaisseur, de vitesses, fluctuations du front du glacier d’Argentière entre 1950 et 2004. Les bilans de masse apparaissent en haut de la figure : les observations directes datent de 1976 (trait violet). Avant 1976, les valeurs de bilans ont été reconstituées à partir d’un modèle numérique à base de données météorologiques (précipitations et températures). La courbe rouge représente la moyenne mobile de ces bilans lissée sur cinq ans. Les variations d’épaisseur du glacier sont reportées sur trois sites du haut du glacier vers le bas, à 2 730 m, 2 400 m et 1 800 m d’altitude (en noir). Sur ces mêmes sites, nous avons indiqué les vitesses d’écoulement mesurées au centre du glacier (en bleu). En bas de la figure, apparaissent les fluctuations de longueur du glacier (en vert)

Figure 40. Bilans annuels, variations d’épaisseur, de vitesses, fluctuations du front du glacier d’Argentière entre 1950 et 2004. Les bilans de masse apparaissent en haut de la figure : les observations directes datent de 1976 (trait violet). Avant 1976, les valeurs de bilans ont été reconstituées à partir d’un modèle numérique à base de données météorologiques (précipitations et températures). La courbe rouge représente la moyenne mobile de ces bilans lissée sur cinq ans. Les variations d’épaisseur du glacier sont reportées sur trois sites du haut du glacier vers le bas, à 2 730 m, 2 400 m et 1 800 m d’altitude (en noir). Sur ces mêmes sites, nous avons indiqué les vitesses d’écoulement mesurées au centre du glacier (en bleu). En bas de la figure, apparaissent les fluctuations de longueur du glacier (en vert)

Sources : LGGE, CNRS

Encadré 10. L’écoulement de la glace : un mécanisme complexe difficile à modéliser
La réalité du mouvement d’un glacier est connue depuis très longtemps, mais les premières études scientifiques ont débuté en 1841 avec Agassiz au glacier d’Unteraar (Suisse) : à partir de 6 poteaux plantés à 3m de profondeur, il découvrit que les vitesses d’écoulement au milieu du glacier étaient supérieures à celles du bord. En 1857, Tyndall montra à la Mer de Glace que les vitesses d’écoulement hivernales étaient inférieures à celles de l’été. Depuis la fin du XIXe siècle, de très nombreuses observations ont été réalisées sur de nombreux glaciers de la planète, en surface et en profondeur. Pourtant, les mécanismes d’écoulement et de fracturation des glaciers restent encore obscurs et mal appréhendés par les modèles numériques d’écoulement qui servent à simuler le comportement d’un glacier ou d’une calotte polaire. L’enjeu est de taille, car de ces processus physiques dépend la réaction des glaciers et des calottes polaires aux changements climatiques.
Première évidence : la glace se déforme
L’écoulement de la glace résulte d’abord de sa déformation. La glace, à l’inverse d’un corps rigide, peut se déformer bien au-delà de sa limite élastique. En termes mécaniques, la glace est considérée comme un corps viscoplastique : elle est visqueuse car sa déformation dépend du temps et on peut définir une vitesse de déformation ; elle est plastique, parce qu’elle se déforme de façon permanente et que sa déformation ne s’annule pas lorsque les contraintes disparaissent. Les mécanismes de déformation dépendent entre autres de la température de la glace, et de la microstructure et de l’orientation des cristaux. À l’échelle d’un glacier, la vitesse de déformation est maximale là où la contrainte de cisaillement est maximale, donc vers la base du glacier à proximité du lit rocheux et vers les rives.
Deuxième évidence : la glace glisse sur le lit rocheux
Mais la déformation n’explique pas tout le mouvement d’un glacier. L’écoulement est en réalité le résultat à la fois de la déformation de la glace et du glissement du glacier sur son lit rocheux. Au contact du lit rocheux, les irrégularités du socle créent un frottement qui s’oppose au glissement du glacier. Les processus de glissement (ou dérapage) d’un glacier sur son lit sont encore mal compris. Ce glissement est effectif seulement pour les glaciers dont la base est « tempérée », c’est-à-dire à température de fusion. Dans le cas contraire, à température négative (cas des « glaciers froids »), la glace est collée au lit rocheux et le glissement est inexistant. La théorie de Wertmann (1957), souvent adoptée par les glaciologues, prend en compte deux mécanismes pour expliquer le glissement d’un glacier tempéré sur son lit : lorsque le glacier franchit un obstacle, l’augmentation de pression sur sa face amont engendre de la fonte, et cette eau de fonte regèle à l’aval de l’obstacle ; en outre – c’est le deuxième mécanisme –, la contrainte longitudinale augmente lors du franchissement de l’obstacle et, en conséquence, la déformation plastique aussi. Suivant la taille de l’obstacle, l’un ou l’autre mécanisme est prépondérant. Le glissement est aussi fortement dépendant de la pression d’eau à la base du glacier, et donc de la présence ou non d’un réseau hydrographique sous-glaciaire. En outre, les glaciers recouvrent parfois des sédiments qui sont eux-mêmes déformables, surtout s’ils sont gorgés d’eau.
Troisième évidence : la glace se casse
Comme si cela n’était pas assez compliqué, les glaciers ne peuvent pas
être considérés comme des « milieux continus » : la glace atteint souvent les limites de rupture qui provoquent l’apparition de crevasses en surface. Les processus d’ouverture des crevasses sont eux-mêmes mal connus. Si bien que les modèles d’écoulement des glaciers achoppent à la fois sur la méconnaissance des processus physiques et sur le manque d’observations dans les profondeurs des glaciers. Il reste en effet très difficile d’installer et de maintenir des capteurs à l’intérieur des glaciers pour réaliser des mesures, bien que des tentatives aient eu lieu à partir de cavités sous-glaciaires accessibles.
Il reste donc beaucoup de travail pour comprendre les mécanismes de base ! Leur connaissance est pourtant indispensable pour interpréter des événements tels que les « crues catastrophiques » (« surges ») qui sont des accélérations brutales de l’écoulement. Ces surges sont assez fréquents dans certains glaciers d’Alaska, du Svalbard ou des Andes. Ces événements peuvent durer quelques mois, avec des vitesses d’écoulement en surface atteignant plusieurs dizaines de mètres par jour qui poussent les fronts glaciaires en avant sur plusieurs kilomètres en quelques mois. Les surges peuvent même survenir dans les Alpes, mais dans des proportions beaucoup plus réduites, comme cela a été le cas en 2000 au glacier de Belvédère en Italie. La compréhension des mécanismes d’écoulement est enfin nécessaire pour simuler la réponse des glaciers émissaires de l’Antarctique au changement climatique et à la variation du niveau des mers. Ces glaciers qui vêlent des icebergs dans l’océan contrôlent pour une très large part l’ablation de l’Antarctique et sa variation de masse.

L’ouverture des crevasses se fait dès l’amont des parties les plus inclinées des glaciers, là où la vitesse de la glace augmente. Région du San Valentin, Hielo Norte (Chili)

Lors d’une chute de séracs, l’écoulement de la glace s’accélère pour atteindre des vitesses cinq à dix fois plus rapides que sa vitesse moyenne. Sous l’effet de ces fortes contraintes, la limite de rupture de la glace est atteinte et le glacier se voit découpé en blocs totalement désolidarisés qui s’éboulent à la moindre occasion. Volcan Antizana, Équateur, sur le glacier 15, vers 5 400 m

9Au cours de la décennie sèche et chaude de 1940, les bilans de masse avaient plongé, puis ils se sont redressés à partir de 1954. À l’exception d’une petite inflexion négative entre 1971 et 1976, ils ont maintenu ce solde positif jusqu’en 1981. Au cours de la longue période 1954-1981, le glacier d’Argentière a donc gagné de la masse grâce à une fonte estivale limitée. Mais à partir de 1982, les étés se font plus chauds et c’est le début d’une récession généralisée. Cette évolution touche la plupart des glaciers alpins. À ces conditions de surface, comment va réagir le glacier ?

10Au milieu de la décennie 1950, le gain de masse fait augmenter le débit de glace : la quantité de glace à évacuer vers l’aval étant plus importante, l’épaisseur du glacier et sa vitesse d’écoulement augmentent. Cette augmentation de débit s’accentue vers l’aval. Dans la partie supérieure, à 2 750 m, le gonflement du glacier se produit peu de temps après l’élévation des bilans de masse, mais il est limité à une dizaine de mètres. Les vitesses d’écoulement mesurées en surface sur ce même site paraissent insensibles à cette crue. Cette dernière, par contre, est très amplifiée dans la partie basse du glacier, même si elle se manifeste seulement après quelques années. Le maximum de la crue glaciaire est atteint vers 1985 dans la partie médiane du glacier, alors que la langue terminale doit attendre 1990 pour atteindre son épaisseur maximale : ainsi, entre 1970 et 1990, la langue terminale s’épaissit de 89 m et le front du glacier avance de 369 m. Néanmoins, bien que le front poursuive son avancée dans la vallée en direction du village d’Argentière jusqu’en 1990, la décrue dans le haut du glacier a commencé dès 1982 à la suite de bilans de masse négatifs. Sur le plateau supérieur, l’altitude de la surface glaciaire diminue dès 1985, mais les vitesses d’écoulement sont très peu sensibles à ces changements, oscillant au cours de la période 1975-2004 entre 52 m et 63 m par an. En revanche, ces vitesses subissent des variations très importantes dans la partie basse du glacier, passant entre 1985 et 2004 de 150 à 40 m/an ! Ces variations de vitesse sont à peu près synchrones des variations d’épaisseur à une échelle de plusieurs années. Les vitesses d’écoulement du glacier résultent de mécanismes très complexes, dépendant à la fois de la déformation de la glace et du glissement du glacier sur le socle rocheux. Ces processus, encore mal connus, sont présentés dans l’encadré 10.

11Enfin, c’est seulement depuis 1991 que le front du glacier recule, soit près de 10 ans après le changement de signe des bilans de masse. Cette réponse est différée, donc, par rapport aux variations climatiques de surface qui l’ont provoquée, et elle dépend de facteurs géométriques comme la pente, la dynamique du glacier (déformation, glissement du glacier sur son lit), qui n’ont pas de liens directs avec le climat.

12Ainsi, l’on peut dire, grosso modo, qu’à l’exception des glaciers qui ont un comportement singulier – glaciers couverts (« glaciers noirs »), glaciers qui « surgent », glaciers qui vêlent dans un lac ou un océan – les fluctuations de longueur traduisent une variation du climat pourvu que l’on raisonne à une échelle de temps de plusieurs décennies. Sans ambiguïté aucune, ce sont pourtant les bilans de masse de surface qui traduisent le mieux et de la façon la plus directe les soubresauts du climat.

Les différentes zones du glacier et les « questions budgétaires »

13La différence entre ce que le glacier gagne par accumulation et ce qu’il perd par ablation constitue le bilan de masse. Il se mesure au cours de l’année hydrologique, c’est-à-dire dans les Alpes entre le mois d’octobre d’une année et le mois de septembre de l’année suivante. Dans la partie haute du glacier, le gain est supérieur à la perte : c’est la zone d’accumulation dont l’extension varie beaucoup d’une année sur l’autre en fonction des conditions météorologiques. En revanche, dans la région basse du glacier, la fonte l’emporte sur l’accumulation : c’est la zone d’ablation.

Le sommet du mont Blanc dominant les Préalpes plus à l’ouest. Les observations radar réalisées par le LGGE et l’université de Zürich en 2004 ont montré que le sommet rocheux est couvert d’une petite calotte de glace de 25 à 35 m d’épaisseur. Photo prise d’hélicoptère

La zone d’accumulation

14Un glacier ne peut survivre très longtemps sans sa zone d’alimentation. C’est pour cela que nombre de glaciers, à travers les Alpes ou ailleurs, sont en sursis car ils n’ont plus cette zone d’accumulation. Dans les régions alpines, la zone d’accumulation se situe en moyenne au-dessus de 2 900 m d’altitude, tandis que dans les Andes tropicales ou en Himalaya il faut aller la chercher vers 5 000-5 500 m.

15À haute altitude – vers 4 000 m dans les Alpes – la fonte estivale est réduite à presque rien et seules des chaleurs estivales exceptionnelles comme celles de 2003 peuvent faire fondre de la neige au-dessus de 4 300 m, mais cette fonte ne concerne que les premiers centimètres de la surface. Les rumeurs selon lesquelles la fonte de 2003 aurait fait baisser l’altitude du mont Blanc sont infondées. Les observations menées par le LGGE au Dôme du Goûter et au sommet du mont Blanc montrent que l’altitude de ces petites calottes glaciaires est pratiquement insensible au réchauffement climatique. Des forages en profondeur jusqu’à 130 m de profondeur dans la glace du col du Dôme du Goûter indiquent une température d’environ - 11°C, ce qui représente en fait la température atmosphérique moyenne annuelle à cette altitude. Avec de telles températures, le glacier est collé à son lit rocheux et le glissement est inexistant. Avec une température située en dessous de 0°C jusqu’au lit rocheux, de tels glaciers sont qualifiés de « froids ». De surcroît, les précipitations au-dessus de 4 300 m sont solides toute l’année, c’est-à-dire qu’elles tombent sous forme de neige. Il arrive néanmoins qu’il pleuve, mais ces épisodes restent exceptionnels.

Figure 41. Évolution de la densité de la neige, du névé et de la glace (en y) en fonction de la profondeur (en x) au sommet du Chimborazo en Équateur (1° S) selon un carottage jusqu’au lit rocheux effectué en décembre 2000

Figure 41. Évolution de la densité de la neige, du névé et de la glace (en y) en fonction de la profondeur (en x) au sommet du Chimborazo en Équateur (1° S) selon un carottage jusqu’au lit rocheux effectué en décembre 2000

Source : Great Ice, IRD

16Plus bas, en dessous de 4 000 m, la fonte estivale est assez intense pour produire de l’eau de fonte en surface qui s’infiltre en profondeur dans le névé et réchauffe le glacier pour le mettre sur toute son épaisseur à température de fusion (0°C) : le glacier est alors dit « tempéré ».

17En zone d’accumulation, la neige peut mettre beaucoup de temps avant de se transformer en glace (voir encadré 11). Par exemple, au col du Dôme, à 4 250 m, la glace est atteinte sous 50 à 60 m de névé, pour une épaisseur totale du glacier de 130 m. À cette profondeur, la glace est vieille de 10 à 20 ans, tandis qu’au contact du lit rocheux, elle a plus de 150 ans. Vers 3 500 m, la neige se transforme beaucoup plus vite. D’après les forages effectués par le LGGE au col du Midi, la transition neige/glace se situe à 30 m de profondeur et l’épaisseur totale du glacier est de 180 m. Ce changement d’état de la neige à la glace requiert environ cinq ans.

18Sur les calottes de glace tropicales comme celle du Chimborazo à 6 260 m, les carottages profonds réalisés par l’IRD ont trouvé le névé (densité d’environ 0,6) vers 10 m, puis la glace autour de 30 m de profondeur (fig. 41). À 30 m de profondeur, la glace a environ 40 ans.

Page gauche : dans la zone d’accumulation du glacier Artezonraju (Cordillère Blanche du Pérou), vers 5 400 m. Sur ce glacier des tropiques, les cycles annuels sont visibles, la saison sèche étant marquée par un niveau de névé sali par des poussières sur quelques décimètres d’épaisseur. Le cycle d’accumulation de l’été austral est interrompu par des épisodes de fonte, d’où de fréquentes petites couches de glace

Carottage de glace sur l’un des sommets du Chimborazo à 6 240 m, en Équateur. Plusieurs semaines de présence à cette altitude sont parfois nécessaires lorsque la couche à forer dépasse les 50 m. Les forages réalisés dans les Andes tropicales ont généralement rencontré le lit rocheux entre 50 m et 150 m. À ces profondeurs, l’âge de la glace a varié de quelques siècles à 20 000 ans environ


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close-off



Puits au glacier de la Maladetta (Pyrénées espagnoles, mai 1992). Dans le manteau neigeux hivernal, on distingue des strates de poussières qui peuvent correspondre à des vents de sable. Sous la neige de l’hiver, on remarque la glace de couleur sombre.

La ligne d’équilibre

19Dans les Alpes, vers 2 900 m en moyenne, la fonte estivale compense l’accumulation hivernale et, de fait, toute la neige accumulée au cours de la saison hivernale, entre le mois d’octobre et le mois de mai, disparaît au cours de l’été, un processus s’effectuant sur toute la durée de la saison d’ablation. En reliant les points de cette région du glacier où les bilans de masse de surface sont nuls, on trace la « ligne d’équilibre » (voir fig. 42). Celle-ci est bien visible sur les glaciers alpins à la fin de la saison hydrologique (en septembre-octobre), car elle sépare la zone d’accumulation encore recouverte de la neige assez blanche de l’hiver précédent de la zone d’ablation constituée de glace grise.

Figure 42. Bilans de masse moyens (1982-2003) déduits des observations du glacier de Saint-Sorlin et position de la ligne d’équilibre (bilan = 0). Ces valeurs correspondent à la quantité de neige ou de glace que le glacier gagne (valeur positive) ou perd (valeur négative) sur cette période. Les quantités de neige ou glace sont exprimées en mètres d’eau pour être comparables. Sur la période considérée, les bilans de masse sont très déficitaires et indiquent une ligne d’équilibre très haute, située vers 2 950 m d’altitude, soit à 400 m environ en dessous du sommet du glacier

Figure 42. Bilans de masse moyens (1982-2003) déduits des observations du glacier de Saint-Sorlin et position de la ligne d’équilibre (bilan = 0). Ces valeurs correspondent à la quantité de neige ou de glace que le glacier gagne (valeur positive) ou perd (valeur négative) sur cette période. Les quantités de neige ou glace sont exprimées en mètres d’eau pour être comparables. Sur la période considérée, les bilans de masse sont très déficitaires et indiquent une ligne d’équilibre très haute, située vers 2 950 m d’altitude, soit à 400 m environ en dessous du sommet du glacier

Sources : LGGE, CNRS

Partie haute du glacier d’Argentière (massif du Mont-Blanc), laissant apparaître à la fin de l’été la ligne de névé (limite blanc/gris), ainsi qu’une autre ligne d’une année antérieure. Dans les Alpes, cette limite peut être assimilée à la ligne d’équilibre, c’est-à-dire à la limite entre la zone d’accumulation (bilan de masse positif) et la zone d’ablation (bilan de masse négatif)

20En réalité, la localisation de la ligne d’équilibre peut être complexe si les bilans de masse ont été très négatifs : la ligne d’équilibre est alors très haute, et la zone d’ablation peut comporter des névés des années précédentes qui font des auréoles à la surface du glacier dans toutes les nuances de gris. Mais c’est aussi le cas lorsque la fonte dans la zone d’accumulation produit de l’eau qui s’écoule en surface et vient regeler en contrebas dans la zone d’ablation : se forme ainsi une glace « de regel », qui indique une ligne d’équilibre plus basse que la ligne de névé. Ces glaces de regel sont très fréquentes sur les glaciers des hautes latitudes, comme au Svalbard.

La zone d’ablation

  • 62 Lorsque l’on veut étudier les variations climatiques à partir de la mesure des bilans de masse, il (...)

21En descendant le long du glacier, la fonte estivale augmente et le bilan de masse diminue. Dans les Alpes, les bilans de masse de surface peuvent atteindre des valeurs de - 1 m d’eau/an vers 2 700 m, -3,5 m d’eau/an vers 2 400 m, et -7,5 m d’eau/an vers 1 800 m d’altitude (soit la perte de 8 m de glace par an). Ils sont contrôlés en grande partie par la quantité d’énergie transmise au glacier par l’atmosphère (voir chap. 8). Comme cet apport d’énergie est très variable d’une année à l’autre, les bilans de masse varient dans les mêmes proportions, soit de l’ordre de 1 m d’eau dans les Alpes (valeur de l’écart-type). Mais ils sont aussi fortement influencés par la couverture morainique, c’est-à-dire par la couche de débris rocheux qui s’accumulent en surface suite aux éboulements des faces rocheuses qui dominent le glacier62. Si des éboulements se produisent en zone d’accumulation, les rochers sont enfouis sous les couches de neige successives et voyagent en profondeur. Arrivés en zone d’ablation, ils émergent peu à peu par abaissement de la surface : c’est la raison pour laquelle on voit apparaître des moraines en plein milieu des glaciers et sur leurs bords à l’aval de la ligne d’équilibre. Lorsque ces débris morainiques ont quelques décimètres d’épaisseur, ils protègent le glacier de la fusion, car les rochers ne s’échauffent qu’en surface sous l’effet du rayonnement et sont de très mauvais conducteurs de la chaleur. Au contraire, avec une épaisseur de quelques centimètres seulement, ils s’échauffent entièrement et accélèrent la fusion. L’albédo (pouvoir réfléchissant) de ces matériaux étant en général plus faible que celui de la glace, ils absorbent mieux le rayonnement solaire et conduisent ensuite la chaleur en direction de la glace pour la faire fondre. Ainsi, les petits cailloux, graviers, sables posés sur le glacier s’enfoncent dans la glace et forment des trous (dits « trous à cryoconite »), tandis que les gros blocs, eux, protègent la glace et se retrouvent perchés à la fin de l’été au-dessus de la surface du glacier, formant ces curieuses « tables glaciaires » à côté desquelles les promeneurs se plaisent à se faire photographier…

Table glaciaire dans la zone d’ablation du glacier Charquini Sur, en Bolivie, vers 5 000 m. Ce bloc protège la glace de la fusion et se retrouve perché sur un îlot de glace

22Les zones crevassées jouent également un rôle sur la fonte, car elles exposent au rayonnement solaire une surface de glace beaucoup plus importante. Cependant, cet effet est difficilement quantifiable, car les observations sur un champ de crevasses ayant pour objectif de le mesurer ne sont pas des plus faciles à réaliser !

L’accumulation et l’ablation au fil de l’année hydrologique

23Les saisons d’accumulation et d’ablation varient beaucoup selon que l’on se trouve en régions arctiques, tempérées ou tropicales. Dans les régions froides de très haute latitude, les précipitations sont faibles, l’accumulation est donc réduite et l’ablation l’est aussi. Pour caractériser le climat régional, les glaciologues ont inventé la notion de « régime », somme de l’accumulation et de l’ablation sur l’ensemble du glacier, et celle de « régime spécifique », même valeur divisée cette fois par la surface du glacier. Ainsi les glaciers de l’Arctique ont-ils un régime réduit, tandis que les glaciers des zones tempérées et maritimes ont un régime élevé, puisque à la fois accumulation et ablation sont importantes. Les glaciers tropicaux, cantonnés à haute altitude (5 000 m et plus), ont un régime plutôt faible, mais le cycle saisonnier y est particulier : l’accumulation se produit au moment où l’ablation est forte, du fait de la coïncidence de la saison des précipitations avec l’été.

24Commençons par la saison hivernale, qui marque l’arrivée des précipitations neigeuses. Dans les Alpes, elle débute en général vers le milieu du mois de septembre, mais selon les années, il arrive que les langues glaciaires à basse altitude soient encore dépourvues de neige jusqu’au mois de décembre. Au cours de la saison hivernale, l’accumulation de neige croît avec les précipitations, cependant des épisodes de fonte peuvent se produire à basse altitude même au cœur de l’hiver, mais cette fonte intervenant au cours de belles journées ensoleillées reste très limitée au-dessus de 2 500 m. Le manteau neigeux augmente donc son épaisseur jusqu’au mois de mai.

25À partir du mois de mai (là encore, pas de date fixe), commence la saison estivale. Les processus de fusion prennent le pas sur l’accumulation, sauf à très haute altitude au-dessus de 4 000 m, et contribuent à réduire le manteau neigeux. Au-dessus de 2 900 m, la fonte estivale n’est pas suffisante pour faire disparaître le manteau neigeux hivernal, aussi, au terme de la saison estivale vers le mois de septembre, il restera de la neige de l’hiver, qui donnera un bilan de masse de surface positif. En revanche, en dessous de 2 900 m, le manteau de neige de l’hiver ne pouvant pas résister à la fonte, la glace sous-jacente va être entamée. À la fin de la saison estivale, le bilan de masse sera alors négatif. Ce schéma est une vision simplifiée de la réalité, car des événements neigeux peuvent également se produire en plein été en zone d’ablation et stopper net la fonte pour quelques jours. En moyenne cependant, ces événements sont peu significatifs, sauf à très haute altitude.

26La figure 43 présente une sorte de calendrier simplifié de ce qui se passe sur un glacier alpin au cours de l’année.

Comment mesure-t-on le bilan de masse ?

27Plusieurs méthodes sont possibles pour mesurer le bilan de masse suivant les résultats attendus. On peut mesurer, site par site, les deux termes du bilan de masse de surface (accumulation et ablation) puis extrapoler ces observations à l’ensemble de la surface du glacier. D’autres méthodes permettent d’obtenir directement la variation de masse totale d’un glacier.

Les mesures directes de l’accumulation et de l’ablation

28Les valeurs d’accumulation sont mesurées à la surface d’un glacier en forant la couche de neige et le névé à l’aide d’un carottier manuel. Ces observations sont réalisées dans les Alpes au début du mois du mai, alors que l’accumulation est maximale. Dans la zone d’accumulation, ce type de forage atteint le névé de l’année précédente ; en zone d’ablation, il parvient à la couche de glace. Dans la première, le névé de l’hiver précédent est facilement repérable par simple examen visuel de la stratigraphie, car la structure du névé, compacte avec de gros grains, est très différente de celle de la neige à grains fins de l’hiver finissant. Les carottes extraites sont mesurées et pesées afin d’en déduire la densité de la neige à chaque profondeur. Ces valeurs de densité sont utilisées pour calculer la valeur en eau de l’accumulation hivernale. À titre d’exemple, on mesure dans le massif du Mont-Blanc des accumulations hivernales (octobre à mai) de 2 à 3 m d’équivalent-eau au-dessus de 3 000 m, et de 1 à 2 m d’équivalent-eau vers 2 700 m.

29L’ablation est mesurée par l’implantation de balises dans le glacier à plusieurs mètres de profondeur. Une sonde émettant un jet de vapeur fore dans la glace des trous de 10-12 m de profondeur dans lesquelles sont implantés des jalons en bois ou des tubes de PVC (ou d’aluminium) reliés par une chaînette métallique ou un cordon de nylon. L’ablation au niveau de la balise est déduite de la mesure de son émergence au-dessus de la surface du glacier au fil du temps (années, semestres ou mois). On prend bien entendu en compte la densité moyenne de la matière (glace, névé, neige) qui a été ajoutée ou retranchée à la surface d’origine.

30Ces observations sur l’accumulation et l’ablation fournissent en quelques sites les valeurs du bilan de masse de surface. Le bilan de masse total du glacier (sa variation de masse) se calcule en extrapolant ces valeurs ponctuelles à l’ensemble de sa surface. Pour ce faire, on affecte à chaque valeur de bilan de masse la surface du glacier pour laquelle cette valeur de bilan est supposée représentative, un exercice assez subjectif qui requiert une bonne connaissance des lieux.

31On pourrait objecter que cette méthode ne tient pas compte de la perte de masse en profondeur, liée à la fonte du glacier au contact du lit rocheux. En réalité, à l’exception des glaciers localisés sur des régions volcaniques, comme le glacier du Vatnajökull en Islande, le flux de chaleur venant du sol (flux géothermique) est en moyenne de 0,05 W/m2, soit environ 10 000 fois plus faible que la quantité de chaleur moyenne apportée par le rayonnement solaire. Aussi, en considérant la chaleur latente de fusion de la glace (334 000 J/kg), ce flux ne peut faire fondre que quelques millimètres de glace en une année, ce qui est tout à fait négligeable par rapport à la fonte observée en surface.

Figure 43. Schéma simplifié de l’évolution des bilans de masse de surface pendant une saison hydrologique dans les Alpes, à gauche dans la zone haute d’un glacier vers 3 500 m d’altitude, à droite au front d’un glacier vers 2 500 m. En bleu, l’accumulation de neige, en jaune l’ablation de glace. Le soleil indique les périodes d’ablation, les autres situations sont des périodes d’accumulation. Il s’agit là d’une année moyenne

Figure 43. Schéma simplifié de l’évolution des bilans de masse de surface pendant une saison hydrologique dans les Alpes, à gauche dans la zone haute d’un glacier vers 3 500 m d’altitude, à droite au front d’un glacier vers 2 500 m. En bleu, l’accumulation de neige, en jaune l’ablation de glace. Le soleil indique les périodes d’ablation, les autres situations sont des périodes d’accumulation. Il s’agit là d’une année moyenne

Mesure de l’accumulation de neige au mois de septembre réalisée avec un carottier manuel dans la partie haute du glacier de Gébroulaz (Haute-Savoie). Les carottes extraites sont pesées et mesurées pour convertir les épaisseurs de neige et de névé en équivalents-eau.
Sur cette photo, on distingue bien la zone d’accumulation (blanche) et la zone d’ablation (sombre)

Creusement d’un puits à neige sur la calotte sommitale du Chimborazo (Équateur) à 6 240 m. La densité de la neige et du névé est ensuite mesurée sur chaque couche et la stratigraphie est décrite. À noter le début de formation des pénitents entourés de givre, quelques jours seulement après la dernière chute de neige

Mise en place de balises destinées à établir le bilan de masse et à mesurer la vitesse de l’écoulement sur le glacier Chhota Shigri (Himachal Pradesh, Inde) vers 5 200 m. On utilise une sonde à vapeur légère, alimentée par un mélange de propane-butane. Cette sonde est capable de forer, en 30 min environ, un trou de 4 cm de diamètre et de 10-12 m de profondeur, dans lequel on introduit ensuite 5 ou 6 jalons en bois reliés entre eux, qui forment une balise

L’estimation du bilan de masse par des mesures photogrammétriques et hydrologiques

32La solution la plus rigoureuse consisterait à peser le glacier chaque année ! Comme cela est impossible, il faut se contenter d’estimer sa variation de masse. Comment procède-t-on ?

33La première méthode consiste à évaluer les variations d’épaisseur sur l’ensemble de la surface glaciaire grâce à des mesures topographiques de terrain précises qui permettent, par exemple, de mesurer les altitudes de la surface et de les comparer une année sur l’autre. Mais, même avec des récepteurs GPS géodésiques précis, il est impossible de parcourir toute la surface d’un glacier, surtout si celui-ci est de grande taille et accidenté de zones inaccessibles parce que raides et crevassées. En revanche, les outils photogrammétriques (voir encadré 7, p. 97) permettent de dresser des cartes complètes d’un glacier à partir de photos aériennes avec une précision du décimètre ou du mètre suivant leur qualité et leur échelle. Cette méthode est souvent utilisée pour valider les bilans de masse d’un glacier obtenus par la méthode décrite plus haut sur une période de 5, 10 ans ou plus. Elle a l’avantage, en outre, de permettre de remonter dans le temps grâce à l’utilisation des photographies aériennes des décennies écoulées. La figure 44 donne un exemple de mesure des variations d’épaisseur du glacier de Gébroulaz (Vanoise, Alpes françaises) de 1953 à 2003 à partir de clichés photogrammétriques. Avec ces données, on calcule la variation de volume du glacier entre ces deux années. Au prix de quelques approximations, on passe de la variation de volume à la variation de masse en équivalente au en affectant le matériau d’une densité estimée. Il est probable que d’ici peu l’imagerie satellitaire fournira les mêmes résultats, mais ce n’est pas encore le cas.

34Une autre approche, indirecte également, pour estimer le bilan de masse total du glacier consiste à établir son bilan hydrologique à partir de ses deux composantes majeures, l’une entrant sur le glacier, les précipitations solides, l’autre en sortant, les volumes d’eau écoulés par le torrent émissaire. Cette méthode part d’une idée simple : si le glacier perd de la masse, une partie de celle-ci doit se retrouver dans les volumes d’eau écoulés. En fait, ce n’est pas si simple que cela ! Ces volumes écoulés comprennent les eaux de fonte du glacier, mais aussi les eaux de fonte des surfaces enneigées du même bassin versant situées en dehors du glacier. De plus, les débits n’incorporent pas toute la quantité d’eau qui s’est échappée du glacier par ablation. Il y a celle qui s’est infiltrée dans la roche et dans les formations superficielles, et celle qui s’est échappée par évaporation et par sublimation. Aussi, estimer la variation de masse du glacier à partir des débits hydrologiques requiert non seulement de disposer d’un seuil (ouvrage en béton équipé d’un limnigraphe) pour réaliser des mesures hydrologiques permanentes, mais aussi d’évaluer les quantités de neige tombées dans le bassin versant sur le glacier et en dehors du glacier pour les comparer ensuite aux volumes écoulés. Sans parler des pertes par infiltration et évaporation/sublimation qu’il faut bien estimer, faute de pouvoir les mesurer…

Figure 44. Carte des variations d’épaisseur (en m) du glacier de Gébroulaz entre 1953 et 2003 obtenue par la méthode photogrammétrique. Les couleurs sont d’autant plus foncées que les pertes d’épaisseur sont élevées. L’écoulement du glacier se fait vers le nord-ouest

Figure 44. Carte des variations d’épaisseur (en m) du glacier de Gébroulaz entre 1953 et 2003 obtenue par la méthode photogrammétrique. Les couleurs sont d’autant plus foncées que les pertes d’épaisseur sont élevées. L’écoulement du glacier se fait vers le nord-ouest

Sources : LGGE, CNRS

35Cette méthode est, par exemple, utilisée par les glaciologues suisses pour estimer le bilan de masse du glacier d’Aletsch, à défaut de pouvoir y effectuer des mesures directes sur l’ensemble d’une surface de 127 km2 ! Mais la comparaison des bilans de masse ainsi obtenus avec les résultats issus des techniques photogrammétriques montre que la méthode hydrologique est entachée d’erreurs difficiles à corriger. Ces erreurs ne peuvent être corrigées que sur de petits glaciers, comme celui du Zongo en Bolivie (1,8 km2), où les bilans hydrologiques servent d’outils de validation pour les bilans glaciologiques.

36Ces méthodes permettent d’appréhender la variation totale de la masse du glacier, mais la variation de masse d’un glacier dépend aussi de sa taille. Pour obtenir des valeurs comparables de glaciers à glaciers, on divise la variation de masse par la surface et l’on obtient ainsi le bilan spécifique, exprimé en mètres (ou millimètres) d’eau par an. Le bilan spécifique annuel est ainsi la variation d’épaisseur moyenne, en équivalent-eau, observée sur l’ensemble de la surface du glacier. En raisonnant en termes climatiques, on peut objecter que le bilan spécifique est encore dépendant de la taille du glacier : en effet, un glacier en pleine récession aura un bilan spécifique d’autant plus négatif qu’il est éloigné des conditions d’équilibre, autrement dit, que sa surface n’est pas ajustée aux conditions climatiques actuelles. Les exemples les plus frappants sont ces petits glaciers dépourvus de zones d’accumulation permanentes. Ils perdent continuellement de la masse car leurs langues glaciaires sont trop grandes et n’ont pas eu le temps de se réajuster aux conditions climatiques actuelles, aussi sont-ils fortement exposés à l’ablation. Il est nécessaire d’en tenir compte lorsque l’on souhaite analyser les variations climatiques à partir des bilans de masse spécifiques.

37Davantage que les fluctuations des fronts, le bilan de masse s’est donc imposé comme la donnée de base à collecter pour relier le glacier au climat. Essayons à présent d’analyser ses deux termes, l’accumulation et l’ablation, ce qui nous conduira aux variables atmosphériques qui jouent un rôle dominant sur l’évolution des glaciers.

Notes

61 Le bilan de masse glaciaire, notion déjà rencontrée dans ce livre, est défini comme la différence entre l’accumulation de neige et l’ablation (fonte et sublimation). Sur sa mesure et sa signification, voir plus loin dans ce chapitre.

62 Lorsque l’on veut étudier les variations climatiques à partir de la mesure des bilans de masse, il faut donc éviter ces zones.

Table des illustrations

Légende Le glacier est un intégrateur du climat. À la différence d’une station météorologique qui mesure chaque variable du climat – la température, l’humidité, les précipitations, les flux radiatifs, la vitesse et la direction des vents –, le glacier les rassemble et produit des signaux assez simples à mesurer : une variation de longueur, de surface, de volume, d’épaisseur ou de vitesse d’écoulement. Cependant, le décryptage et l’interprétation de ces signaux en termes climatiques sont difficiles à réaliser. Quels paramètres observer ? Et quels sont les plus pertinents pour relier l’évolution des glaciers et l’évolution du climat ?
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Titre Figure 38. Variations cumulées des fronts des glaciers d’Aletsch, des Bossons, d’Argentière, de la Mer de Glace et de Saint-Sorlin
Légende Sources : LGGE, CNRS
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Légende Le glacier d’Argentière dans sa partie inférieure, et sa chute de séracs
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Titre Figure 39. Orthophotoplan du glacier d’Argentière. Cette carte montre le réseau d’observations avec les sites de carottage, les balises d’ablation et les profils transversaux sur le glacier
Légende Sources : R. Blanc et C. Vincent, LGGE
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Titre Figure 40. Bilans annuels, variations d’épaisseur, de vitesses, fluctuations du front du glacier d’Argentière entre 1950 et 2004. Les bilans de masse apparaissent en haut de la figure : les observations directes datent de 1976 (trait violet). Avant 1976, les valeurs de bilans ont été reconstituées à partir d’un modèle numérique à base de données météorologiques (précipitations et températures). La courbe rouge représente la moyenne mobile de ces bilans lissée sur cinq ans. Les variations d’épaisseur du glacier sont reportées sur trois sites du haut du glacier vers le bas, à 2 730 m, 2 400 m et 1 800 m d’altitude (en noir). Sur ces mêmes sites, nous avons indiqué les vitesses d’écoulement mesurées au centre du glacier (en bleu). En bas de la figure, apparaissent les fluctuations de longueur du glacier (en vert)
Légende Sources : LGGE, CNRS
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Légende L’ouverture des crevasses se fait dès l’amont des parties les plus inclinées des glaciers, là où la vitesse de la glace augmente. Région du San Valentin, Hielo Norte (Chili)
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Légende Lors d’une chute de séracs, l’écoulement de la glace s’accélère pour atteindre des vitesses cinq à dix fois plus rapides que sa vitesse moyenne. Sous l’effet de ces fortes contraintes, la limite de rupture de la glace est atteinte et le glacier se voit découpé en blocs totalement désolidarisés qui s’éboulent à la moindre occasion. Volcan Antizana, Équateur, sur le glacier 15, vers 5 400 m
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Légende Le sommet du mont Blanc dominant les Préalpes plus à l’ouest. Les observations radar réalisées par le LGGE et l’université de Zürich en 2004 ont montré que le sommet rocheux est couvert d’une petite calotte de glace de 25 à 35 m d’épaisseur. Photo prise d’hélicoptère
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Titre Figure 41. Évolution de la densité de la neige, du névé et de la glace (en y) en fonction de la profondeur (en x) au sommet du Chimborazo en Équateur (1° S) selon un carottage jusqu’au lit rocheux effectué en décembre 2000
Légende Source : Great Ice, IRD
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Légende Page gauche : dans la zone d’accumulation du glacier Artezonraju (Cordillère Blanche du Pérou), vers 5 400 m. Sur ce glacier des tropiques, les cycles annuels sont visibles, la saison sèche étant marquée par un niveau de névé sali par des poussières sur quelques décimètres d’épaisseur. Le cycle d’accumulation de l’été austral est interrompu par des épisodes de fonte, d’où de fréquentes petites couches de glace
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Légende Carottage de glace sur l’un des sommets du Chimborazo à 6 240 m, en Équateur. Plusieurs semaines de présence à cette altitude sont parfois nécessaires lorsque la couche à forer dépasse les 50 m. Les forages réalisés dans les Andes tropicales ont généralement rencontré le lit rocheux entre 50 m et 150 m. À ces profondeurs, l’âge de la glace a varié de quelques siècles à 20 000 ans environ
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Titre Figure 42. Bilans de masse moyens (1982-2003) déduits des observations du glacier de Saint-Sorlin et position de la ligne d’équilibre (bilan = 0). Ces valeurs correspondent à la quantité de neige ou de glace que le glacier gagne (valeur positive) ou perd (valeur négative) sur cette période. Les quantités de neige ou glace sont exprimées en mètres d’eau pour être comparables. Sur la période considérée, les bilans de masse sont très déficitaires et indiquent une ligne d’équilibre très haute, située vers 2 950 m d’altitude, soit à 400 m environ en dessous du sommet du glacier
Légende Sources : LGGE, CNRS
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Légende Partie haute du glacier d’Argentière (massif du Mont-Blanc), laissant apparaître à la fin de l’été la ligne de névé (limite blanc/gris), ainsi qu’une autre ligne d’une année antérieure. Dans les Alpes, cette limite peut être assimilée à la ligne d’équilibre, c’est-à-dire à la limite entre la zone d’accumulation (bilan de masse positif) et la zone d’ablation (bilan de masse négatif)
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Légende Table glaciaire dans la zone d’ablation du glacier Charquini Sur, en Bolivie, vers 5 000 m. Ce bloc protège la glace de la fusion et se retrouve perché sur un îlot de glace
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Titre Figure 43. Schéma simplifié de l’évolution des bilans de masse de surface pendant une saison hydrologique dans les Alpes, à gauche dans la zone haute d’un glacier vers 3 500 m d’altitude, à droite au front d’un glacier vers 2 500 m. En bleu, l’accumulation de neige, en jaune l’ablation de glace. Le soleil indique les périodes d’ablation, les autres situations sont des périodes d’accumulation. Il s’agit là d’une année moyenne
Légende Mesure de l’accumulation de neige au mois de septembre réalisée avec un carottier manuel dans la partie haute du glacier de Gébroulaz (Haute-Savoie). Les carottes extraites sont pesées et mesurées pour convertir les épaisseurs de neige et de névé en équivalents-eau.Sur cette photo, on distingue bien la zone d’accumulation (blanche) et la zone d’ablation (sombre)
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Légende Creusement d’un puits à neige sur la calotte sommitale du Chimborazo (Équateur) à 6 240 m. La densité de la neige et du névé est ensuite mesurée sur chaque couche et la stratigraphie est décrite. À noter le début de formation des pénitents entourés de givre, quelques jours seulement après la dernière chute de neige
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Légende Mise en place de balises destinées à établir le bilan de masse et à mesurer la vitesse de l’écoulement sur le glacier Chhota Shigri (Himachal Pradesh, Inde) vers 5 200 m. On utilise une sonde à vapeur légère, alimentée par un mélange de propane-butane. Cette sonde est capable de forer, en 30 min environ, un trou de 4 cm de diamètre et de 10-12 m de profondeur, dans lequel on introduit ensuite 5 ou 6 jalons en bois reliés entre eux, qui forment une balise
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Titre Figure 44. Carte des variations d’épaisseur (en m) du glacier de Gébroulaz entre 1953 et 2003 obtenue par la méthode photogrammétrique. Les couleurs sont d’autant plus foncées que les pertes d’épaisseur sont élevées. L’écoulement du glacier se fait vers le nord-ouest
Légende Sources : LGGE, CNRS
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© IRD Éditions, 2007

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