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Les glaciers à l'épreuve du climat

 | 
Bernard Francou
, 
Christian Vincent

Partie 3. Comment les glaciers varient-ils ?

Chapitre 8. Comment le climat influence-t-il les glaciers ?

Texte intégral

Le climat conditionne les bilans de masse des glaciers en modifiant le volume des apports et des pertes qu’ils connaissent. Les gains de masse proviennent de l’accumulation de la neige, alors que les pertes sont dues à l’ablation au contact de l’atmosphère. Dans certains cas toutefois, l’ablation survient quand les glaciers « vêlent » directement dans la mer ou dans des lacs, abandonnant des icebergs qui fondent peu à peu au contact de ces masses d’eau. Dans ce chapitre, nous nous limiterons aux influences de l’atmosphère, et en particulier aux précipitations solides et au bilan d’énergie

L’accumulation nette et les précipitations solides

1L’accumulation sur un glacier intègre les précipitations solides (neige, grésil, givre) provenant de l’atmosphère et les masses de neige apportées par les vents ou les avalanches. Dans les régions montagneuses, à l’exception des surfaces situées à très haute altitude, les précipitations augmentent avec l’altitude en raison de l’effet orographique. Au-delà d’un seuil d’altitude, les masses d’air finissent par s’assécher et les précipitations diminuent.

2Dans les Alpes, les précipitations annuelles augmentent avec l’altitude à raison de 0,5m à 1m pour 1 000 m de dénivelé, mais il s’agit là d’une valeur qui peut varier de façon considérable d’un site à l’autre. Ce gradient est dû au refroidissement de l’air avec l’altitude, lequel diminue la pression de vapeur saturante et fait se condenser une partie de plus en plus importante de la vapeur d’eau. Ainsi, dans 1 m3 d’air à une pression atmosphérique de 850 hPa (hectopascals), la quantité d’eau sous forme de vapeur est au plus de 14 g à 20 °C, de 9 g à 10 °C puis d’un peu moins de 5 g à 0 °C. À-10 °C, à la même pression, la quantité de vapeur d’eau présente dans 1m3 d’air saturé n’est plus qu’environ de 2 g. Mais ces valeurs baissent aussi quand la pression diminue, donc quand l’altitude augmente : c’est l’une des raisons pour lesquelles, à très haute altitude (Andes, Himalaya), les précipitations tendent à diminuer en direction des plus hauts sommets.

3Le surplus d’eau forme des gouttelettes ou des cristaux de glace qui constituent les nuages et donnent naissance aux précipitations sous forme de neige ou de pluie. Si ces précipitations sont solides, elles participent directement à l’accumulation du glacier. Si elles sont liquides, soit l’eau regèle en profondeur dans le manteau neigeux si ce dernier est froid, soit elle s’écoule à la surface de la glace comme l’eau de fonte.

4Mais les précipitations en provenance de l’atmosphère ne représentent qu’une partie de l’accumulation mesurée sur une surface donnée. Suivant la configuration du bassin versant, les accumulations observées peuvent être très variables d’un site à l’autre, car elles dépendent aussi des avalanches ou de l’effet du vent. Les mesures effectuées sur plusieurs sites du massif du Mont-Blanc par le LGGE sont révélatrices de cette variabilité spatiale : à 4 300 m, au sommet du Dôme du Goûter, l’accumulation annuelle est de 20 cm d’eau par an (environ 50 cm de neige), alors qu’en contrebas, à 300 m de distance à peine, elle atteint 300 cm d’eau par an. Aussi, l’estimation de l’accumulation totale à l’échelle d’un glacier exige que l’on entreprenne des mesures sur l’ensemble de sa surface. Pour des études climatiques, il est important d’effectuer les observations toujours sur les mêmes sites afin de pouvoir faire des comparaisons d’une année sur l’autre. Ainsi, on a pu montrer, en réalisant des comparaisons d’un site à l’autre, que les variations de l’accumulation hivernale dans le temps étaient bien corrélées aux variations des précipitations hivernales enregistrées dans des stations météorologiques (fig. 45).

Figure 45. Rapport entre l’accumulation hivernale observée sur le glacier et les précipitations hivernales mesurées dans les stations des vallées voisines en fonction de l’altitude. Comme on le voit, ce rapport peut atteindre des valeurs supérieures à 3

Figure 45. Rapport entre l’accumulation hivernale observée sur le glacier et les précipitations hivernales mesurées dans les stations des vallées voisines en fonction de l’altitude. Comme on le voit, ce rapport peut atteindre des valeurs supérieures à 3

Source : Vincent, 2002

5Dans les bassins versants des glaciers, les accumulations hivernales sont proches de zéro sur les parois raides (sous-accumulation) ; en revanche, sous l’effet du vent, elles sont très amplifiées dans les régions horizontales (suraccumulation). Dans le bassin d’accumulation de la Mer de Glace ou du glacier d’Argentière, les accumulations hivernales peuvent ainsi atteindre des valeurs trois fois supérieures aux précipitations relevées à la station de Chamonix, située à quelques kilomètres de là.

6Après le mois de mai, à basse altitude, c’est-à-dire en dessous de 2 500 m, les précipitations tombent le plus souvent sous forme liquide et ne participent pas à l’accumulation du glacier. Mais entre 2 500 et 3 000 m environ, il n’est pas rare qu’elles arrivent sous forme solide, même en plein été. Ces quantités de neige estivales restent, malgré tout, limitées et contribuent peu à la variation de masse. En revanche, elles augmentent le pouvoir réfléchissant (albédo) du névé et font diminuer ainsi, pour quelques jours, les taux de fonte journaliers. Au-dessus de 3 000-3 200 m, les précipitations estivales sous forme de neige sont significatives, et même parfois supérieures à la fonte. Il peut en résulter un bilan de masse estival positif, comme ce fut le cas durant l’été 2001 au-dessus de 3 300 m dans le massif du Mont-Blanc. Enfin, les processus d’accumulation interne peuvent apporter une contribution significative du bilan de masse de la partie haute des glaciers : par accumulation interne, on entend le regel en profondeur dans le névé de l’eau qui provient de la fonte de surface, mais cet apport est difficile à quantifier.

Repérage stratigraphique de l’accumulation annuelle sur les lèvres d’une crevasse. Ce type d’observation peut fournir une estimation très grossière de l’accumulation, et la mesure de celle-ci doit être réalisée, pour obtenir des données précises, soit par carottage, soit dans un puits creusé à cet effet. Glacier Uruashraju, Cordillère Blanche du Pérou

Pénitents de glace formés au sommet du Chimborazo (6 267 m), en Équateur, à la suite des pluies de cendres venant du Tungurahua. Ces pénitents ont ensuite été recouverts de givre. Vue depuis le sommet Whymper en direction du sommet Ventimilla, où se trouvent les tentes du carottage. Photo prise en décembre 2000

7Dans les Andes tropicales, vers 6 000 m d’altitude, la mesure des cycles annuels d’accumulation donne des valeurs presque toujours comprises entre 0,5 m et 1 m d’eau par an. Il est rare de sortir de cette fourchette, surtout pour des valeurs supérieures. De telles accumulations nettes suggèrent, compte tenu de l’effet non négligeable de l’érosion de la neige lors de périodes ventées et favorables à la sublimation, des précipitations proches de un mètre d’eau par an. Le dépassement de cette valeur à pareille altitude est limité physiquement par la tension de vapeur d’eau contenue dans l’air, car la pression atmosphérique y est voisine de 400 hPa. Quant à la variabilité spatiale du manteau neigeux, elle est moins importante sous les tropiques que dans les Alpes, car les précipitations tombent en été et à une température proche de 0 °C, dans une atmosphère peu agitée par les vents, et la métamorphose de la neige au sol est très rapide en raison de l’intense énergie de rayonnement propre à cette période de l’année : la densité 0,4-0,45 g/cm3 est atteinte dans les heures qui suivent la chute. La fusion n’atteint des valeurs élevées à haute altitude que dans des conditions très particulières, lorsque, pour une raison ou une autre, l’albédo est modifié par rapport aux valeurs normales de la neige fraîche ou du névé. C’est le cas lorsque interviennent des pluies de cendres volcaniques intenses qui abaissent de façon brutale l’albédo de la neige et engendrent sa fusion partielle.

8La fusion ne provoque pas l’abaissement de la surface parallèlement à elle-même, mais participe, avec la sublimation, à la formation de vastes champs de pénitents : tandis que la fusion accuse les creux où elle se concentre, la sublimation, moins efficace en termes de taux d’ablation, contribue à maintenir les aspérités (voir encadré 12). La fusion peut être assez forte pour que les eaux percolent en profondeur dans le profil sur plusieurs dizaines de mètres. Ces eaux contribuent donc à « réchauffer » le névé froid avant de regeler éventuellement plus bas. Une telle situation s’est produite en 2000 sur la calotte sommitale du Chimborazo en Équateur après l’explosion du volcan Tungurahua situé à moins de 50 km. Les archives glaciaires récupérées cette année-là par un carottage effectué par l’IRD ont été fortement perturbées par ces eaux de fusion circulant dans le profil : dans de telles conditions, de nombreuses analyses chimiques n’ont pu être effectuées.

Encadré 12. Histoires de pénitents…
Les « pénitents » doivent leur nom aux bonnets pointus portés par les membres des confréries religieuses espagnoles. Ces pointes ou ces lames constituées de neige ou de glace sont orientées dans la direction du soleil à midi et semblent s’aligner les unes derrières les autres, comme leurs éponymes lors des processions de la Semaine Sainte. Pour que les pénitents se développent, plusieurs conditions doivent être réunies : un rayonnement solaire intense, une période de plusieurs semaines sans précipitations importantes, des conditions atmosphériques sèches et froides qui limitent en surface la fusion et favorisent la sublimation.
Comprendre comment ils se développent à partir d’une surface lisse n’est pas facile, mais il faut savoir qu’un champ de neige est rarement régulier après les chutes, et quantité d’aspérités sont formées par le vent. Les bosses et les creux vont absorber le rayonnement solaire de façon inégale : celui-ci se concentre des bords vers le fond, où l’énergie devient suffisante pour déclencher la fusion. Une fois la glace formée, son faible albédo augmente le pouvoir absorbant des creux, d’autant plus que les poussières atmosphériques tendent à s’y concentrer. De plus, les creux, plus humides, réunissent des conditions proches de la saturation, ce qui favorise la fonte. Aussi, la tendance des creux est-elle de croître aux dépens des bordures qui, sapées à leur base, deviennent de plus en plus acérées, sculptées en aiguilles ou en lames effilées. La partie supérieure du champ de pénitents évolue dans un micro-environnement froid et ventilé où la sublimation est dominante. Ce processus prélève beaucoup d’énergie (plus de 8 fois plus que la fusion), ce qui explique que les lignes de crêtes se maintiennent à peu près à la même hauteur, tandis que leur plancher s’abaisse par fusion, ce qui accentue la hauteur des pénitents.
Les pénitents ont une durée de vie variable qui dépend de la fréquence des chutes de neige (une forte chute égalise la surface), ou de l’humidité et de la température ambiante : ainsi, dès lors que la couche d’air qui recouvre le glacier est saturé de vapeur et à température légèrement positive une partie de la journée, la fonte finit par se généraliser et les pénitents se détruisent. Dans les Andes centrales, à basse altitude, une telle situation survient en début d’été, en novembre. Il faut donc à la fois de la fonte et de la sublimation pour entretenir un champ de pénitents, chacun des processus opérant à deux niveaux différents. Si les brouillards givrants passent fréquemment sur les sommets hérissés de pénitents, comme au sommet du Chimborazo, les aiguilles se recouvrent d’arborescences en choux-fleurs aux contours fantaisistes. Sous les tropiques, les pénitents atteignent régulièrement un mètre de haut et davantage et sont dressés à la verticale. Dans les Alpes, ils peuvent se développer sur un manteau neigeux stable pendant les périodes froides et sèches de l’hiver, mais leur taille ne dépasse pas 30 cm de hauteur et leur orientation est très inclinée sur le sol, conformément aux rayons du soleil en cette période de l’année.

Pénitents de glace formés sur la zone d’ablation du glacier du Zongo (Bolivie) à 5 000 m. Ces pénitents arrivent à « maturation » en début de saison humide (octobre), puis sont détruits à la suite de l’augmentation de la fonte de surface en novembre et décembre.

Pénitents de glace formés sur la zone d’ablation du glacier du Zongo (Bolivie) à 5 000 m. Ces pénitents arrivent à « maturation » en début de saison humide (octobre), puis sont détruits à la suite de l’augmentation de la fonte de surface en novembre et décembre.

Pénitents formés sur le glacier Los Horcones Inferior (Andes argentines), après la crue exceptionnelle (surge) de celui-ci. La hauteur des pénitents situés au centre est de l’ordre de 10 m.

Pénitents formés sur le glacier Los Horcones Inferior (Andes argentines), après la crue exceptionnelle (surge) de celui-ci. La hauteur des pénitents situés au centre est de l’ordre de 10 m.

L’ablation et les flux d’énergie en surface

9L’une des conséquences directes du réchauffement climatique est d’augmenter la fonte des glaciers. Le réchauffement concerne la température de l’atmosphère, cependant, on oublie souvent que l’ablation est en fait le produit de processus complexes à la surface du glacier qui ne peuvent être identifiés qu’à l’aide d’un bilan d’énergie. L’ablation est facile à mesurer, nous l’avons vu, mais sa physique est complexe, car elle intègre tous les échanges d’énergie qui se produisent entre l’atmosphère et la surface du glacier.

10L’énergie qui alimente l’ablation provient à l’origine du rayonnement solaire. Une partie seulement du rayonnement solaire direct arrivant au sommet de l’atmosphère parvient à la surface de la Terre. Comprendre ce qui se passe à la surface d’un glacier suppose que l’on examine les transferts d’énergie qui se produisent entre la troposphère – l’enveloppe atmosphérique la plus proche de la surface, comprise entre la surface et environ 10-15 km d’altitude, et la surface de la Terre. Ces échanges d’énergie font intervenir non seulement le rayonnement solaire, mais aussi les rayonnements réémis par les nuages, la conduction de la chaleur par l’air, l’énergie libérée par la condensation, celle consommée par l’évaporation et l’évapotranspiration. Dans l’encadré 13, nous rappelons quels sont ces échanges entre l’atmosphère et la surface de la Terre dans une situation moyenne.

Quels sont les flux d’énergie qui conditionnent l’ablation ?

11Contrairement à ce que l’on croit communément, la fusion n’est donc pas la conséquence directe d’une élévation de température. En fait, il y a peu de liens physiques directs entre la fusion et la température, même si, dans les Alpes et ailleurs, la corrélation entre la température et la fusion est très forte. La fusion résulte de processus physiques complexes (voir encadré 14). Il est difficile de dresser un tableau complet des relations entre les flux d’énergie de surface et l’ablation sur toutes les régions englacées de la planète, tant les situations sont différentes suivant les régions mais aussi suivant l’altitude. Aussi, nous avons choisi ici de prendre deux exemples très contrastés, l’un dans les Alpes, l’autre dans la haute montagne tropicale. Ce « tropisme » alpin et andin vient de ce que les flux d’énergie ont été mesurés et analysés dans ces massifs, ce qui n’est guère le cas dans d’autres massifs de la Terre.

Encadré 13. Comment la terre gagne-t-elle et perd-elle de l’énergie ?

Figure 46. Bilan énergétique moyen à la surface de la terre en W/m2. Les arcs de cercle successifs de bas en haut représentent la surface de la Terre, la tropopause (sommet de la troposphère) et la stratopause (sommet de la stratosphère), respectivement.

Figure 46. Bilan énergétique moyen à la surface de la terre en W/m2. Les arcs de cercle successifs de bas en haut représentent la surface de la Terre, la tropopause (sommet de la troposphère) et la stratopause (sommet de la stratosphère), respectivement.

Source : S. Jousseaume, 1999, CNRS Éditions

Le rayonnement solaire pénétrant au sommet de l’atmosphère dans le système terrestre correspond à une puissance de 1 368 W/m2 si on l’intercepte sur une surface perpendiculaire à la direction Soleil-Terre. Nous avons vu au chapitre 4 que la quantité de cette énergie a pu varier au cours des quatre derniers siècles entre 1 360 et 1 368 W/m2 environ. Compte tenu du fait qu’il se répartit en arrivant sur la Terre sur l’ensemble de la surface d’un sphéroïde, l’apport du rayonnement solaire se réduit en moyenne à 342 W/m2, soit quatre fois moins. La presque totalité de ce rayonnement se situe dans les courtes longueurs d’onde (0,3 à 1,1 micromètres). Une partie est réfléchie par les nuages (environ 102 W/m2), une autre (environ 80 W/m2) est absorbée par les nuages, la vapeur d’eau diffuse, l’ozone et d’autres gaz comme le CO2, les aérosols, etc. (fig. 46). La partie qui arrive au sol (160 W/m2 en moyenne) connaît des fortunes diverses. Les surfaces peu réfléchissantes telles que l’océan, la végétation, certains sols rocheux des déserts absorbent la plus grande partie de ce rayonnement incident. D’autres en réfléchissent une fraction qui peut être très importante : c’est le cas de la neige fraîche, qui peut en renvoyer plus de 90 %. En revanche, la glace absorbe davantage et a un albédo inférieur à 50 %. Les glaciers, suivant qu’ils sont recouverts de neige ou non, auront donc un albédo tantôt élevé, tantôt faible. Quant à la surface terrestre, elle émet elle-même un rayonnement vers l’atmosphère de l’ordre de 390 W/m2, mais dans le spectre des grandes longueurs d’onde (4 à 60 micromètres). Ce rayonnement de grandes longueurs d’onde dirigé vers le haut va, pour sa plus grande partie, être absorbé par la vapeur d’eau et d’autres gaz beaucoup moins répandus comme le gaz carbonique, le méthane, le protoxyde d’azote ou les chlorofluocarbures. L’atmosphère, à son tour, émet un rayonnement infrarouge en deux directions, vers l’espace (220 W/m2), et vers la Terre (environ 330 W/m2). Ce flux dirigé vers la Terre constitue le fondement même de « l’effet de serre » : c’est lui qui est responsable du réchauffement des basses couches de l’atmosphère. Pour compléter ce bilan d’énergie, d’autres transferts dits « turbulents » (non radiatifs) interviennent pour environ 100 W/m2 : ils sont associés aux processus de changement de phase de l’eau (comme l’évaporation des mers, l’évapotranspiration des plantes, la condensation dans les nuages) ainsi qu’à la turbulence de l’air.

L’ablation dans les Alpes

12À l’altitude des glaciers, la radiation solaire incidente de courtes longueurs d’onde est importante, environ 250 W/m2 en moyenne vers 2 500 m au cours des périodes de fonte estivale. Mais elle varie beaucoup selon les glaciers en fonction du relief environnant et de l’exposition. Rappelons que toute cette énergie n’est pas absorbée par le glacier, car une partie est réfléchie directement par sa surface. Plus la glace est sale, plus elle absorbe le flux solaire. Le bilan de ces radiations solaires de courtes longueurs d’onde, dénommé la radiation nette, est d’environ 180 W/m2 sur l’ensemble de la période estivale à 2 100 m dans les Alpes à la surface d’un glacier. La radiation nette diminue en altitude en zone d’accumulation au fur et à mesure que les surfaces se recouvrent de neiges blanches et se dotent d’un albédo plus élevé. Cette radiation nette de courtes longueurs d’onde est la plus grande responsable de la fusion et cela implique que l’albédo de surface contrôle une part essentielle de l’ablation du glacier. La conclusion est la suivante : comme l’albédo dépend de l’état de la surface (neige ou glace), la quantité de neige tombée au cours de l’hiver et les conditions qui maintiennent sa préservation en été sont fondamentales pour le contrôle de la fusion estivale. Ainsi, la quantité de neige hivernale intervient non seulement en apportant de la masse au glacier, mais elle joue aussi un rôle capital sur la fusion via l’albédo de surface.

13La radiation incidente de grandes longueurs d’onde provenant des nuages ou de la vapeur d’eau s’élève à environ 280 W/m2 dans les Alpes au cours de la période estivale. Cet apport est important, mais étant donné qu’une surface de glace à la température de fusion – cas en général des glaciers au cours de la période de fonte – émet un rayonnement de 316 W/m2 dans cette gamme de longueur d’onde, le bilan du rayonnement infrarouge incident et émis est faible et négatif : il est de l’ordre de -36 W/m2, ce qui veut dire que la surface de la glace perd plus d’énergie qu’elle n’en gagne.

14Le flux de chaleur sensible, lié à la température et à la turbulence de l’air, atteint des valeurs de 30 à 50 W/m2 vers 2 200-2 700 m dans les Alpes, mais il est presque négligeable à plus haute altitude. Quant au flux de chaleur latente qui est associé à l’évaporation ou à la condensation, il est faible sur les glaciers alpins, en général inférieur à 5 W/m2. Il peut avoir un signe positif ou négatif : par exemple, la condensation en surface apporte de l’énergie et le flux est alors positif, tandis que la sublimation est au contraire un gros consommateur d’énergie, et quand elle s’exerce, le flux de chaleur latente est négatif. La sublimation dans les Alpes n’est pas très élevée car ce processus requiert une atmosphère sèche et ventée. Le seul moment de l’année où la sublimation peut être significative, c’est au printemps pendant les périodes anticycloniques froides : on peut observer alors la formation de petits pénitents à la surface des glaciers.

15En résumé, l’analyse des flux d’énergie met en avant la radiation nette de courtes longueurs d’onde comme la plus grosse source d’énergie à la surface du glacier. Cette source d’énergie est très variable dans le temps et très dépendante de l’albédo. Le bilan des radiations de grandes longueurs d’onde est en moyenne négatif et il représente une perte d’énergie pour la surface englacée. Ce bilan de grandes longueurs d’onde peut fortement varier dans le temps en fonction de la température de l’atmosphère et du type de couvert nuageux. Les gros nuages cumuliformes d’été, générateurs d’orages, émettent un rayonnement infrarouge en direction de la surface du glacier tout en réduisant le rayonnement incident de courtes longueurs d’onde. Ils limitent aussi les pertes par rayonnement durant la nuit. Le flux de chaleur sensible dépend de la température de l’air et du vent. Il est important mais très variable dans les Alpes. Ces flux ne sont pas indépendants les uns des autres et, dans l’ensemble, on peut dire que les glaciers alpins sont très sensibles aux variations de la température atmosphérique.

16Tous ces flux d’énergie peuvent être déterminés à partir des données fournies par une ou plusieurs stations météorologiques qui mesurent les rayonnements toutes longueurs d’onde confondues, incidents et réfléchis, mais aussi la température, l’humidité de l’air et le vent, ces derniers à divers niveaux entre le sol et l’atmosphère. Difficiles à réaliser sur de longues périodes, ces observations sont rarement disponibles au voisinage des glaciers et encore moins à leur surface. Dans les Alpes, la série de mesures météorologiques conduites sans interruption depuis 1995 sur le Moteratschgletscher, en Suisse, représente une exception. En France, de telles mesures météorologiques continues se mettent en place depuis peu sur les glaciers de Saint-Sorlin et d’Argentière grâce au Service d’observation des glaciers alpins. Dans les Andes centrales, ce dispositif est opérationnel depuis plusieurs années sur deux glaciers, le Zongo (16° S, Bolivie) et l’Antizana (0°, Équateur), ce qui a permis de mieux identifier les processus de fonte en milieu tropical.

Encadré 14. Les flux d’énergie à la surface d’un glacier
L’ensemble des échanges de flux entre l’atmosphère et la surface de la neige ou de la glace peut s’écrire sous la forme d’une équation de conservation de l’énergie, en posant que l’énergie consommée est égale à l’énergie apportée :
M + G = S –S + L–L + H + LE + P (W m-2)
Les différents termes de ce bilan sont les suivants.
• M est la quantité d’énergie consommée par la fonte.
• G est la quantité d’énergie utilisée pour réchauffer le manteau neigeux, ou le glacier. Ce flux n’est pas nul tant que la température de surface de la neige ou de la glace est inférieure à la température de fusion. Dès que le glacier atteint la température de fusion, ce flux s’annule car toute énergie supplémentaire servira à la fonte.
• S ↓ est l’énergie qu’apportent les courtes longueurs d’onde du rayonnement solaire ou radiation incidente.
• S ↑ est la radiation des courtes longueurs d’onde renvoyée par la surface. La somme de ces flux (S ↓–S ↑) s’écrit aussi S (1- α), α représentant l’albédo de la surface, soit le pourcentage d’énergie réfléchie par la surface dans les courtes longueurs d’onde. L’albédo est élevé pour la neige, qui renvoie une grande partie (plus de 85 %) du rayonnement solaire vers l’atmosphère ; en revanche, il est faible pour la glace (10 % pour de la glace sale et 40 % pour de la glace propre) qui absorbe ainsi une forte proportion du rayonnement solaire.
• L ↓ et L ↑ sont des rayonnements de grandes longueurs d’onde provenant de l’atmosphère et réémis vers l’atmosphère. Pour l’essentiel, L ↓ vient des nuages et de la vapeur d’eau contenue par l’atmosphère, également des corps proches du glacier (parois, rochers, poussières) qui s’échauffent et émettent un rayonnement dans le proche infrarouge en direction du glacier. Le glacier et la neige rayonnent eux-mêmes dans le proche infrarouge, se comportant ainsi comme des corps noirs.
• H est le flux de chaleur sensible, lié à la turbulence de l’air, donc au vent et à la température de l’air.
• LE est le flux de chaleur latente, lié aux processus de condensation, d’évaporation ou de sublimation (changements de phase solide, liquide, vapeur). Ce flux est un fort consommateur d’énergie s’il s’agit de sublimation, ou au contraire un fort producteur d’énergie s’il s’agit de condensation. La sublimation requiert 8,5 fois plus d’énergie (2 834 000 joules par kg) que la fusion (334 000 joules par kg), c’est dire qu’elle représente un puits d’énergie, un flux de sens opposé à H, le plus souvent.
• Pest le flux d’énergie apportée par les précipitations. Il est négligeable sur une bonne partie des glaciers du monde, sauf sur ceux recevant d’intenses précipitations liquides.

Mesure du bilan d’énergie sur un glacier du sud de la Bolivie à l’aide d’une station mobile mesurant le bilan radiatif (courtes et grandes longueurs d’onde), la température et l’humidité, ainsi que le vent à un seul niveau.

Mesure du bilan d’énergie sur un glacier du sud de la Bolivie à l’aide d’une station mobile mesurant le bilan radiatif (courtes et grandes longueurs d’onde), la température et l’humidité, ainsi que le vent à un seul niveau.

L’ablation dans les Andes tropicales : la différence

17Sous les tropiques, l’ablation revêt une nature et une saisonnalité différentes, et les processus agissant à la surface du glacier sont distincts de ceux que nous venons d’examiner dans les Alpes. D’abord, la saisonnalité du rayonnement solaire incident au sommet de l’atmosphère (sans tenir compte des nuages) est faible, de l’ordre de 13 % entre le maximum et le minimum à l’équateur, montant à 30 % vers le parallèle 16 ° en direction du tropique. Il y a donc une faible variation dans l’apport d’énergie par rayonnement de courtes longueurs d’onde tout au long de l’année, et c’est l’une des raisons pour lesquelles il n’y a pas « d’hiver thermique ». Les rythmes saisonniers sont davantage provoqués par l’alternance saison humide/saison sèche que par celui de la saison chaude et de la saison froide. En Bolivie, le pic d’humidité est atteint en été austral aux alentours du solstice de décembre et, en conséquence, l’énergie radiative arrivant au sommet de l’atmosphère est modulée par cette humidité et par la présence d’un couvert nuageux épais de type convectif, lequel est plus ou moins développé selon les années. Ainsi, les précipitations tombent au moment où l’apport radiatif incident toutes longueurs d’ondes confondues est maximum, ce qui donne aux précipitations (intensité, fréquence, phase) un rôle essentiel. Plus encore que dans les Alpes, car cela concerne la plus grande partie de l’année, l’albédo joue un rôle capital.

En Bolivie

18À la latitude 16° S, dans les Andes boliviennes, le soleil est vertical ou proche de la verticale au-dessus des glaciers entre novembre et février, et la saison humide s’étend d’octobre à avril, avec une variabilité maximale des précipitations entre décembre et février. En conséquence, la fusion atteint son maximum en général avant l’arrivée du gros des précipitations, soit en octobre-novembre, grâce à un fort apport d’énergie. Plus tard, au cœur de la saison humide, de fréquentes chutes de neige blanchissent la plus grande partie du glacier, à l’exception de la région frontale toujours exposée à la fonte. Cependant, les précipitations nivales lors de cette période présentent une forte variabilité, et les chutes de neige sont parfois trop faibles ou éparses pour assurer la persistance d’un manteau neigeux à l’albédo élevé sur la plus grande partie du glacier. Ces trois mois décembre-janvier-février sont donc critiques pour le glacier, car de la couverture de neige présente en cette période dépend l’intensité de l’ablation et en définitive le signe du bilan de masse de l’année, positif ou négatif. Durant la très longue saison sèche de Bolivie (mai-septembre), au contraire de ce que l’on pourrait attendre, l’ablation est faible. Alors que le rayonnement incident de courtes longueurs d’onde baisse à peine, car il est très peu arrêté par la nébulosité en cette période de l’année, et que l’albédo ne cesse de diminuer au cours de ces mois grâce aux dépôts des poussières atmosphériques amenées par les vents d’ouest, deux facteurs viennent contrarier la fusion : 1) le fort déficit de rayonnement dans les grandes longueurs d’onde, car l’atmosphère est très sèche et les nuages convectifs sont rares : le glacier reçoit peu d’énergie de l’atmosphère dans l’infrarouge, et en perd encore davantage la nuit, ce qui fait que les températures nocturnes plongent à la surface du glacier à -10 °C/-15 °C ; 2) la perte d’énergie est accentuée par la part que prélève la sublimation, qui rencontre en cette saison sèche sa période la plus favorable : humidité relative à moins de 30 % et des vents plus constants qu’en tout autre moment de l’année.

« Totem » mis en place sur le glacier du Zongo par le programme Great Ice (IRD) pour mesurer les flux turbulents à l’aide de divers capteurs sur huit niveaux au-dessus du glacier. Ce type de mesures est réalisé en saison sèche quand la sublimation atteint son maximum annuel à la surface du glacier

Mesure de l’accumulation nette sur le haut du glacier de l’Antizana, vers 5 600 m, à l’aide d’un carottier en aluminium et fibre de verre. Pelle, balance de précision, tube éprouvette, mètre-ruban, maillet, etc. constituent la panoplie du parfait glaciologue… Repos obligatoire pour reprendre son souffle. Dans le lointain, la silhouette de la calotte du volcan Cayambe (5 780 m), le seul glacier au monde coupé par la ligne équatoriale. Sous les nuages, la forêt dense amazonienne

En Équateur

19Près de l’équateur, sur le glacier de l’Antizana (0° 28’ S), on retrouve la même coïncidence dans l’année entre le maximum d’énergie radiative entrant dans l’atmosphère et le maximum des précipitations. Mais cette conjonction a lieu ici au moment des équinoxes, quand le soleil est vertical dans le ciel et que la convergence des alizés des deux hémisphères déclenche la saison des pluies. Dans ce contexte, le rayonnement net de courte longueur d’onde, donc l’albédo, dépend comme en Bolivie de la fréquence et de l’intensité des précipitations neigeuses. La présence ou l’absence au sol d’un manteau neigeux réfléchissant est capitale. La différence d’avec le tropique vient de ce que sous l’équateur intervient un autre facteur, la possibilité que la limite pluie-neige balaie la zone d’ablation du glacier. Comme l’altitude atteinte par les pluies dépend de la température de l’air, cette dernière intervient dans la fusion du glacier en contrôlant la phase (solide/liquide) des précipitations, donc l’albédo. Les années froides permettent la persistance sur le glacier d’un manteau neigeux hautement réfléchissant, lequel s’étend même plus bas que le glacier, comme ce fut le cas récemment en 1999 et 2000. Les années chaudes, en revanche, laissent la surface du glacier en glace vive, ce qui le rend plus vulnérable à la fonte, comme cela s’est produit au cours de nombreuses années de la décennie écoulée, en particulier en 1997-1998. La variabilité de la fonte via l’albédo est renforcée par le fait que les années froides sont également les années les plus humides, avec plus de nébulosité et de précipitations, tandis que les années chaudes présentent la conjonction opposée. Contrairement à la Bolivie, il n’y a pas de véritable saison sèche dans ces montagnes humides de l’équateur qui permettrait à la fonte de faire une pause. Seuls les forts vents d’altitude soufflant de l’est entre juin et septembre prélèvent assez d’énergie en activant la sublimation pour que la fusion puisse diminuer de façon sensible. Aussi, il n’est pas rare en cette période d’été boréal ventée de voir se former à la surface du glacier des pénitents dressés verticalement.

20En conclusion, l’originalité des glaciers tropicaux par rapport aux glaciers alpins réside dans le fait qu’ils reçoivent leur maximum d’énergie radiative lors du maximum des précipitations. L’ablation et l’accumulation coïncident dans le temps et, par conséquent, tout ce qui peut affecter le régime des précipitations, variations des quantités, de la fréquence et de la phase, est amplifié par l’albédo et se répercute sur l’ablation. Si une variation climatique entraîne une diminution des précipitations et/ou une augmentation de la fréquence des précipitations liquides (hausse des températures d’été), les glaciers y répondent de façon amplifiée. Le second trait qui les distingue des glaciers situés à plus haute latitude est l’importance de la sublimation : alors que les flux de chaleur sensible sont limités par la faible densité de l’air à très haute altitude, les flux de chaleur latente peuvent être élevés, en particulier en saison sèche. La sublimation joue donc un rôle important dans la saisonnalité du bilan de masse, car elle agit comme un puits d’énergie. Cette perte s’ajoute à celle qui est engendrée par l’émission depuis la surface du rayonnement de grande longueur d’onde en saison sèche. Cela explique que malgré un apport de rayonnement incident dans les ondes courtes toujours élevé, ces glaciers enregistrent une saisonnalité de l’ablation marquée, surtout lorsque l’on s’éloigne de l’équateur et que l’on se rapproche du tropique.

Et dans l’Himalaya ?

21Bien que les conditions climatiques soient différentes dans les chaînes himalayennes (28°-33° N), la coïncidence du maximum d’énergie radiative (mai-août) et du maximum de précipitations (mousson de juin-septembre) produit des effets semblables à ceux que nous venons de décrire. Les quelques études partielles existant dans cette chaîne montrent la présence d’un pic d’ablation très net juste avant qu’éclate la mousson en mai-juin, suivi de fortes accumulations neigeuses à haute altitude (à plus de 5 500 m). La forte nébulosité de cette période n’empêche pas la fusion de rester très vive à basse altitude pendant toute la mousson grâce à un rayonnement de grande longueur d’onde bénéficiant de la forte nébulosité convective. L’ablation ne diminue qu’à partir d’octobre-novembre, dès lors que l’atmosphère devient sèche et froide. L’hiver à la mi-décembre s’accompagne d’un temps froid marqué par des vents d’ouest violents. La partie ouest de la chaîne (Inde, Pakistan) peut recevoir d’abondantes précipitations hivernales via les dépressions d’ouest, lesquelles mettent en place et maintiennent un manteau neigeux au sol pendant plusieurs mois, ce qui rappelle les Alpes. En revanche, l’est de la chaîne (Népal) connaît des hivers secs avec peu de neige. Du fait de la latitude, la fonte est inexistante pendant les trois à quatre mois d’hiver. La présence de pénitents de glace parfois géants sur les glaciers témoigne d’une intense sublimation, comme dans les régions sèches du Khumbu Himal (région de l’Everest) et dans la majeure partie du Tibet.

Qu’adviendrait-il avec un climat plus chaud ?

22Cette brève analyse des flux d’énergie qui régissent la fusion à la surface des glaciers est une étape obligée pour comprendre les processus de fonte. Elle est également importante pour envisager ce qui pourrait se passer si la température atmosphérique, en augmentation depuis plusieurs décennies, continuait sur sa lancée. Quelles répercussions cette élévation des températures aurait-elle sur l’ablation des glaciers ? Le fait que cette hausse se manifeste depuis plus d’une décennie maintenant permet d’envisager ce que pourrait engendrer une situation de réchauffement encore plus marquée.

La situation au cours des dernière décennies

23Les bilans de masse estivaux observés sur les glaciers des Alpes nous ont montré que le taux de fonte journalier avait augmenté de 0,5 cm dans les périodes 1954-1981 et 1982-2002. Cette augmentation est indépendante de l’albédo de surface, car elle provient de mesures en zone d’accumulation, donc sur des surfaces enneigées. Ce surplus de fonte traduit un apport d’énergie supplémentaire de 20 W/m2, ce qui est considérable (cf. note 31, p. 100). Comme cette valeur se retrouve, pour la même période, sur deux glaciers, l’un situé dans les Alpes françaises, l’autre en Suisse à 300 km de distance, elle peut être qualifiée de représentative pour toute la chaîne alpine. Mais il reste à comprendre quelle est l’origine de ce surplus d’énergie.

24L’élévation de la température estivale moyenne dans les Alpes entre ces deux périodes a été d’environ 1,2 °C : elle explique la plus grande partie (au moins 60 %) de l’augmentation de la fusion par le biais du flux de chaleur sensible et du flux de radiation infrarouge, également dépendant de la température de l’atmosphère. Il n’est pas certain cependant que l’augmentation de la température atmosphérique puisse expliquer la totalité de la croissance de la fusion journalière. Il est possible que le rayonnement incident de courtes longueurs d’onde ait aussi augmenté en raison d’une diminution de la nébulosité, mais cela reste une hypothèse. En outre, indépendamment des flux d’énergie reçus par le glacier, la durée de la saison d’ablation estivale tend à être plus longue. Elle a augmenté d’une quinzaine de jours entre 1954-1981 et 1982-2002, surtout en raison de l’arrivée plus tardive des neiges hivernales en octobre. La conjugaison d’étés plus chauds et plus longs augmente donc de façon considérable la fonte estivale sur les glaciers alpins.

  • 63 D’après une étude de Wagnon P., Ribstein P., Francou B., Sicart J. E., 2001 – Anomalous heat and ma (...)

25Dans les Andes tropicales, les bilans de masse estimés depuis les années 1976-1980 sont également très déficitaires, mais les causes sont plus difficiles à cerner. En Bolivie, une forte augmentation de l’ablation est observée certaines années, surtout en raison d’un déficit des précipitations pendant la période de décembre à février et de ses conséquences sur l’albédo. Si l’on considère l’année la plus déficitaire pour le bilan de masse du glacier du Zongo, 1997-1998, avec -2 173 mm contre - 381 mm pour la moyenne des 13 dernières années 1991-2004, on s’aperçoit63 que la fusion a été dopée cette année-là par un déficit des précipitations de l’ordre de 25 % par rapport à une année équilibrée. C’est surtout sur l’albédo au cœur de l’été austral (décembre-janvier) que ce manque de neige a eu un effet déterminant, avec des valeurs maintenues en dessous de 0,6 (contre plus de 0,75 une année correctement enneigée). Dans le cas de cette année 1997-1998, l’énergie disponible pour la fonte s’est élevée à près de 43 W/m2 à 5 150 m d’altitude, contre 3,8 W/m2 pour l’année précédente (1996-1997) pour laquelle le bilan de masse avait été positif. Cette énergie provient surtout du bilan radiatif net de courtes longueurs d’onde, tandis que les autres flux, en particulier le flux de chaleur sensible, n’ont augmenté que dans des proportions modestes. Ces années plutôt chaudes avec des précipitations déficitaires sont associées dans les Andes centrales à des événements chauds du Pacifique (Enso ou « El Niño-Southern Oscillation »), lesquels sont devenus plus fréquents depuis 1976 (voir chap. 9, encadré 17 p. 211). Néanmoins, il n’est pas avéré que les précipitations aient baissé de façon significative depuis une trentaine d’années si l’on se fie aux mesures des nombreuses stations d’altitude qui les recueillent. De même, la nébulosité convective relevée depuis des satellites n’a pas montré non plus, dans les Andes de Bolivie et du Pérou, de diminution sensible. On ne peut donc pas expliquer l’évolution négative des glaciers des Andes tropicales par une baisse significative des précipitations ou par une augmentation du rayonnement direct de courtes longueurs d’onde. En revanche, les seules évolutions avérées dans la même zone portent sur la température et la pression de vapeur, qui auraient augmenté respectivement de 0,33 °C et de 0,1-0,2 hPa par décennie en trente ans. L’élévation de la température dans cette région semble jouer un rôle significatif sur la phase des précipitations (solides ou liquides) et donc sur l’albédo des glaciers. Quant à la hausse de la pression de vapeur, elle pourrait augmenter la fusion aux dépens de la sublimation, ce qui se répercuterait sur l’intensité de l’ablation.

Le glacier du Zongo au mois de juillet au cours de deux situations contrastées. Durant l’épisode La Niña de 2000 (photo du haut), le glacier est resté couvert de neige jusqu’à 5 050 m dès le début de l’été austral (octobre) et la fonte a été faible. Il a gagné près de 0,5 m d’eau au cours de ce cycle 2000-2001. En revanche, en 2005 (Pacifique chaud, sans qu’il s’agisse d’un épisode El Niño marqué), le glacier apparaît en glace vive jusque vers 5 300 m et il perdra au cours du cycle 2004-2005 près de 2 m d’eau (photo du bas). La fréquence de ce type de situation chaude explique en partie l’accélération du recul glaciaire dans les Andes tropicales depuis le début des années 1980

Que pourrait-il advenir dans le futur ?

26Les scénarios issus des simulations du climat prévoyant tous une hausse significative de la température atmosphérique dans le futur (voir chap. 10, p. 224), il est important d’envisager l’impact d’un tel réchauffement sur les glaciers du monde.

27Dans les Alpes, le réchauffement entraînera une augmentation du flux de chaleur sensible et du flux de grandes longueurs d’onde incident : en conséquence, il affectera directement la fonte du manteau nival et de la glace. Mais d’autres effets sont à prévoir. D’abord, la saison hivernale propice aux précipitations neigeuses risque d’être plus courte, le manteau nival sera donc moins épais et il disparaîtra plus rapidement à partir du mois de mai. En début de saison hydrologique (octobre-novembre), l’arrivée des neiges hivernales sera plus tardive. La combinaison de ces deux tendances contribuera à rallonger la saison d’ablation. Par ailleurs, comme la limite des précipitations neigeuses en hiver s’élèvera en altitude, la partie basse des glaciers sera plus longtemps soumise à la fonte du fait d’un albédo plus faible. En somme, le réchauffement augmenterait les taux de fonte journaliers grâce aux flux d’énergie décrits plus haut et allongerait la saison d’ablation. De telles conditions pourraient faire augmenter la fonte des glaciers de façon considérable.

Glacier du Géant dans le bassin supérieur de la Mer de Glace (massif du Mont-Blanc). À cette altitude, au-dessus de 3 000 m, l’accumulation hivernale, sauf année exceptionnelle, est supérieure à la fonte estivale. C’est donc une région où le glacier gagne de la masse (bilan de masse positif). Ce gain de masse est transféré par l’écoulement du glacier vers les parties basses et chaudes, là où la glace disparaîtra progressivement

28Dans certaines régions, sud de la Norvège et Nouvelle-Zélande, la croissance de l’accumulation hivernale liée à des précipitations hivernales plus fournies a, au cours de la dernière décennie, compensé en partie l’élévation de la fonte estivale. Pour les Alpes, on calcule qu’une croissance de 25 % à 30 % des précipitations hivernales peut compenser une augmentation de température de 1 °C, mais une telle variation des précipitations ne s’est jamais produite au cours du XXe siècle à l’échelle décennale. Une hausse des précipitations hivernales de 25 % par rapport à la moyenne du XXe siècle semble être intervenue entre 1760 et 1830 et pourrait expliquer la dernière avancée des glaciers alpins à la fin du Petit Âge Glaciaire (Vincent et al., 2005), mais une variation de cette ampleur des précipitations excède les prévisions des modèles climatiques pour ce siècle. Aussi, une hausse des précipitations compensant l’élévation des températures – supérieure à un degré pour le XXIe siècle – prévue par les modèles de circulation générale est hautement improbable.

Bandes de Forbes sur le « glacier du Tacul », à la Mer de Glace. Lors de son écoulement, le glacier suit la vallée et franchit parfois des pentes très raides. Après la rupture de pente de la chute de séracs du Géant, le glacier de la Mer de Glace prend une allure « zébrée » assez étonnante. Ces ogives, dites « bandes de Forbes », s’expliquent par le passage du glacier dans la chute de séracs. La glace qui franchit les séracs en été est contaminée par les poussières qui s’accumulent dans les crevasses. Elle forme une bande sombre. Au contraire, en hiver, la glace de l’hiver s’enrichit de neige fraîche et forme une bande claire

29En ce qui concerne les tropiques, un réchauffement renforcé généraliserait et accentuerait les conditions d’ablation observées au cours des années caractérisées par des conditions chaudes dans le Pacifique (phénomène El Niño) : dégradation de l’albédo par une hausse de la fréquence des précipitations liquides et augmentation de l’efficacité des flux de chaleur sensible dans le bas des glaciers. Si le climat devenait plus humide, la fonte pourrait se renforcer aux dépens de la sublimation lors des mois de transition entre saison humide et saison sèche. S’il était plus sec, la nébulosité diminuerait et le rayonnement direct atteindrait les glaciers avec plus de puissance. Les lignes d’équilibre de ces derniers pourraient alors monter de 100 à 150 m au-dessus de leur niveau actuel, condamnant à ces latitudes tropicales les glaciers situés en dessous de 5 300-5 500 m à une disparition inéluctable.

30Nous reviendrons dans le dernier chapitre sur les scénarios d’évolution prévus pour les glaciers sous l’effet d’un climat plus chaud dans le futur. Pour l’heure, revenons sur l’évolution connue des glaciers depuis une trentaine d’années, en élargissant notre enquête aux autres masses de glaces présentes sur la planète, manteaux neigeux, glaces de mer et grandes calottes polaires.

Notes

63 D’après une étude de Wagnon P., Ribstein P., Francou B., Sicart J. E., 2001 – Anomalous heat and mass budget of Glaciar Zongo, Bolivia, during the 1997-98 El Niño year. Journal of Glaciology, 47: 156.

Table des illustrations

Légende Le climat conditionne les bilans de masse des glaciers en modifiant le volume des apports et des pertes qu’ils connaissent. Les gains de masse proviennent de l’accumulation de la neige, alors que les pertes sont dues à l’ablation au contact de l’atmosphère. Dans certains cas toutefois, l’ablation survient quand les glaciers « vêlent » directement dans la mer ou dans des lacs, abandonnant des icebergs qui fondent peu à peu au contact de ces masses d’eau. Dans ce chapitre, nous nous limiterons aux influences de l’atmosphère, et en particulier aux précipitations solides et au bilan d’énergie
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Titre Figure 45. Rapport entre l’accumulation hivernale observée sur le glacier et les précipitations hivernales mesurées dans les stations des vallées voisines en fonction de l’altitude. Comme on le voit, ce rapport peut atteindre des valeurs supérieures à 3
Légende Source : Vincent, 2002
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Légende Repérage stratigraphique de l’accumulation annuelle sur les lèvres d’une crevasse. Ce type d’observation peut fournir une estimation très grossière de l’accumulation, et la mesure de celle-ci doit être réalisée, pour obtenir des données précises, soit par carottage, soit dans un puits creusé à cet effet. Glacier Uruashraju, Cordillère Blanche du Pérou
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Légende Pénitents de glace formés au sommet du Chimborazo (6 267 m), en Équateur, à la suite des pluies de cendres venant du Tungurahua. Ces pénitents ont ensuite été recouverts de givre. Vue depuis le sommet Whymper en direction du sommet Ventimilla, où se trouvent les tentes du carottage. Photo prise en décembre 2000
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Titre Pénitents de glace formés sur la zone d’ablation du glacier du Zongo (Bolivie) à 5 000 m. Ces pénitents arrivent à « maturation » en début de saison humide (octobre), puis sont détruits à la suite de l’augmentation de la fonte de surface en novembre et décembre.
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Titre Pénitents formés sur le glacier Los Horcones Inferior (Andes argentines), après la crue exceptionnelle (surge) de celui-ci. La hauteur des pénitents situés au centre est de l’ordre de 10 m.
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Titre Figure 46. Bilan énergétique moyen à la surface de la terre en W/m2. Les arcs de cercle successifs de bas en haut représentent la surface de la Terre, la tropopause (sommet de la troposphère) et la stratopause (sommet de la stratosphère), respectivement.
Crédits Source : S. Jousseaume, 1999, CNRS Éditions
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Titre Mesure du bilan d’énergie sur un glacier du sud de la Bolivie à l’aide d’une station mobile mesurant le bilan radiatif (courtes et grandes longueurs d’onde), la température et l’humidité, ainsi que le vent à un seul niveau.
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Légende « Totem » mis en place sur le glacier du Zongo par le programme Great Ice (IRD) pour mesurer les flux turbulents à l’aide de divers capteurs sur huit niveaux au-dessus du glacier. Ce type de mesures est réalisé en saison sèche quand la sublimation atteint son maximum annuel à la surface du glacier
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Légende Mesure de l’accumulation nette sur le haut du glacier de l’Antizana, vers 5 600 m, à l’aide d’un carottier en aluminium et fibre de verre. Pelle, balance de précision, tube éprouvette, mètre-ruban, maillet, etc. constituent la panoplie du parfait glaciologue… Repos obligatoire pour reprendre son souffle. Dans le lointain, la silhouette de la calotte du volcan Cayambe (5 780 m), le seul glacier au monde coupé par la ligne équatoriale. Sous les nuages, la forêt dense amazonienne
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Légende Le glacier du Zongo au mois de juillet au cours de deux situations contrastées. Durant l’épisode La Niña de 2000 (photo du haut), le glacier est resté couvert de neige jusqu’à 5 050 m dès le début de l’été austral (octobre) et la fonte a été faible. Il a gagné près de 0,5 m d’eau au cours de ce cycle 2000-2001. En revanche, en 2005 (Pacifique chaud, sans qu’il s’agisse d’un épisode El Niño marqué), le glacier apparaît en glace vive jusque vers 5 300 m et il perdra au cours du cycle 2004-2005 près de 2 m d’eau (photo du bas). La fréquence de ce type de situation chaude explique en partie l’accélération du recul glaciaire dans les Andes tropicales depuis le début des années 1980
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Légende Glacier du Géant dans le bassin supérieur de la Mer de Glace (massif du Mont-Blanc). À cette altitude, au-dessus de 3 000 m, l’accumulation hivernale, sauf année exceptionnelle, est supérieure à la fonte estivale. C’est donc une région où le glacier gagne de la masse (bilan de masse positif). Ce gain de masse est transféré par l’écoulement du glacier vers les parties basses et chaudes, là où la glace disparaîtra progressivement
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Légende Bandes de Forbes sur le « glacier du Tacul », à la Mer de Glace. Lors de son écoulement, le glacier suit la vallée et franchit parfois des pentes très raides. Après la rupture de pente de la chute de séracs du Géant, le glacier de la Mer de Glace prend une allure « zébrée » assez étonnante. Ces ogives, dites « bandes de Forbes », s’expliquent par le passage du glacier dans la chute de séracs. La glace qui franchit les séracs en été est contaminée par les poussières qui s’accumulent dans les crevasses. Elle forme une bande sombre. Au contraire, en hiver, la glace de l’hiver s’enrichit de neige fraîche et forme une bande claire
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© IRD Éditions, 2007

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