1Y a-t-il eu au cours des dernières décennies émergence d’un signal de fonte dans les divers compartiments de la cryosphère ? Les glaciers de montagne sont-ils tous engagés dans la voie d’un recul rapide, ou relève-t-on des disparités dans leur comportement à l’échelle régionale, et si c’est le cas, pour quelles raisons ?

La cryosphère dans tous ses états

2Commençons par quelques chiffres64. En mettant ensemble le manteau neigeux, les glaces de mer, les glaciers de toutes sortes et le pergélisol, on estime que la cryosphère s’étend sur une surface de 56 000 000 à 105 000 000 km², soit l’équivalent d’environ 14 % des terres émergées. Les glaciers de montagnes et les petites calottes mis bout à bout représentent environ 430 000 km², soit 3 % seulement des glaces continentales (voir tabl. 6). En volume, c’est encore moins, 80 000 km³, soit 0,2 % des glaces continentales. Les grandes calottes polaires, Antarctique et Groenland compris, se taillent la part du lion, avec environ 14 200 000 km² et 29 700 000 km³, soit respectivement 97 % de la surface des glaces continentales de la planète et 99,8 % de leur volume…

3L’eau à l’état solide, en quantités variables, est aussi présente dans le pergélisol (permafrost en anglais), sol qui se maintient à température négative tout au long de l’année, sans dégel pendant la période estivale excepté en surface. Le pergélisol occupe à lui seul sur l’ensemble des continents une surface plus grande que les glaciers, estimée à environ 23 000 000 km². Suivant les estimations, le pergélisol contiendrait 5 à 10 fois plus de glace que les glaciers hors Antarctique et Groenland, mais son volume de glace est très difficile à déterminer car il peut varier considérablement selon les lieux. De même, l’évolution de cette glace au cours du temps est encore peu connue, sa surveillance au sol et de façon indirecte par télédétection ne s’étant développée que depuis une vingtaine d’années dans les régions les plus concernées : nord du Canada, Alaska et nord de la Russie, Sibérie, continent antarctique et massifs montagneux comme le Tibet, les Rocheuses, les Alpes, etc. Aussi, considérant ces énormes incertitudes, nous ne parlerons pas du pergélisol dans cette synthèse.

4Il n’est pas facile d’avoir une vision globale des diverses composantes qui constituent la cryosphère, car les observations continues datent seulement d’une trentaine d’années, période où commencent à être utilisables les images prises de satellites. Il est néanmoins intéressant de voir comment ces diverses composantes se sont comportées au XX^e siècle et au cours des dernières décennies, en particulier le manteau neigeux et la glace de mer, qui ont un temps de réponse bref par rapport à l’évolution du climat. Voyons cela de plus près.

Réduction du manteau nival saisonnier

5Par convention, on parle de « manteau neigeux » lorsque plus de 50 % de la surface du sol sont couverts de neige. Cette surface est variable d’une année sur l’autre, mais elle change surtout entre la fin de l’été et la fin de l’hiver selon un rapport de 1 à 10, passant de 4 000 000 km² à 46 000 000 km². Cette évaluation exclut les neiges couvrant les glaces de mer et les glaciers. Le manteau nival a une grande importance sur le climat grâce à son albédo, car il réfléchit 60 % à 90 % de l’énergie venue du Soleil, diminuant d’autant le pouvoir d’absorption de la surface de la terre et le réchauffement de cette dernière. Aussi, la variation de l’extension de la couverture neigeuse est-elle un élément à prendre en compte dans le bilan d’énergie de la planète, avec une rétroaction positive (renforcement) sur le réchauffement en cas de diminution de l’enneigement. Si une chaîne de montagne « déneige » un mois plus tôt au printemps du fait du réchauffement de l’atmosphère, ce processus accentue le réchauffement car le sol, à l’albédo faible, absorbe davantage de rayonnement. Les données d’enneigement au sol existent depuis 1915, mais, grâce aux satellites, elles constituent depuis 1972 des séries continues.

Tableau 6. Estimation des surfaces et des volumes de glace occupés par les divers compartiments de la cryosphère, équivalent en niveau des mers et comparaison avec les glaciers des Alpes

6La tendance dans l’hémisphère nord a montré une légère augmentation des surfaces enneigées dans les années 1970, suivie d’une récession rapide au cours des trente dernières années. La modification la plus significative a porté sur le printemps, puisque la disparition de la neige s’est produite deux à trois semaines plus tôt sous les hautes et moyennes latitudes en raison de l’augmentation des températures. Depuis 1972, sur tout l’hémisphère nord, la mise en place de la couverture neigeuse à l’automne a été retardée d’une semaine en moyenne selon Rikiishi et al. (2002)65. Les mois critiques durant lesquels les changements sont les plus patents sont mai et juin. Une partie du fort réchauffement qu’ont connu récemment les territoires arctiques serait due, par effet de rétroaction positive (feed back en anglais), à la diminution du manteau neigeux au sol.

7Prenons un exemple précis, bien documenté, qui illustre cette évolution. Dans les Préalpes françaises, en dessous de 2 000 m d’altitude, la baisse de l’enneigement au sol a été très sensible depuis la fin des années 1980 (voir encadré 15). Cette diminution n’est pas liée à la baisse des précipitations hivernales, qui sont restées à peu près constantes sur cette période de l’année, mais à une hausse de la température de 2 °C en quarante-cinq ans. Cette hausse de la température durant le semestre hivernal a entraîné l’augmentation de la fréquence des événements pluvieux et des épisodes de fusion. Précisons qu’une hausse de 2 °C correspond à une remontée de la limite pluie-neige d’environ 300 m.

Fragilisation des glaces de mer

8Plus difficiles à déterminer à partir des observations du sol que l’enneigement, les glaces de mer ne sont connues dans leur extension réelle que depuis l’ère des satellites, c’est-à-dire le début des années 1970. Par convention, le seuil des 15 % de surfaces marines couvertes de glace définit les limites de la banquise autour des pôles. Sur les vingt-cinq dernières années, ces glaces ont eu tendance à se rétrécir de façon très significative dans l’Arctique, tandis qu’un léger mouvement inverse (extension) a été observé autour de l’Antarctique. En Arctique, la diminution de la surface a atteint une valeur proche de 2,8 % par décennie depuis un quart de siècle. Les glaces dites « pérennes », celles qui ont plus d’une année, tendent à reculer plus vite (8 % à 10 % par décennie depuis trente ans), tandis que celles qui se forment au cours d’un hiver (dites « glaces de la première année ») sont plus stables. Cela signifie que la réduction actuelle de la banquise est moins flagrante en hiver, soit en période de maximum d’extension, qu’en été. Comme, par ailleurs, les premières sont plus épaisses (en moyenne 3 à 4 m) que les secondes (2 m en moyenne), les glaces de mer de l’Arctique tendent à s’amincir.

Figure 47. L’enneigement depuis quarante-cinq ans au col de Porte (Alpes du Nord, France) à 1 320 m.

9Cependant, l’évolution de l’épaisseur des glaces de mer est beaucoup moins connue que leur extension, car une telle donnée provient pour l’essentiel des sonars des sous-marins dont les trajectoires couvrent des surfaces limitées. Quelques études estiment que la diminution des épaisseurs des glaces de mer a été de 43 % sur l’Arctique, mais les incertitudes restent grandes. Sur une période de onze ans, entre 1987 et 1997, et sur une distance de 2 000 km le long du méridien 150° Ouest, Rothrock et al.66 ont mesuré une diminution de l’épaisseur de la banquise de 1 m, soit de 40 %. Cette évolution est attribuée à une augmentation des températures, mais aussi à une intensification des vents d’ouest sur cette période. Déviés au sud par la force de Coriolis, ces vents jouent un rôle dans la dispersion du « pack » (banquise) vers le sud et facilitent sa fonte. Il est possible aussi que la répartition géographique des glaces de l’Arctique ait changé, une partie s’étant déplacée vers l’ouest, c’est-à-dire au nord du Groenland.

10De l’autre côté du globe, la légère tendance à la croissance des glaces de mer en Antarctique à un taux proche de 1,3 % par décennie depuis vingt-cinq ans n’a pas encore trouvé d’explication convaincante.

Un signal de fonte sur les grandes calottes polaires ?

11En raison de leur importance, les grandes calottes polaires – leur bilan de masse en particulier – constituent un enjeu majeur pour l’avenir de la planète. Elles ne sont pas l’objet central de ce livre, mais leur importance est telle (plus de 99 % des glaces terrestres) que nous ne pouvons les passer sous silence. Aussi, nous présentons ci-dessous les derniers résultats des recherches concernant leur évolution. Prudence, cependant, avec ces grandes calottes, car les mesures que plusieurs équipes y réalisent commencent seulement à être assez précises pour que l’on puisse esquisser ce genre de bilan. Cependant, elles sont loin d’en couvrir l’ensemble de façon satisfaisante.

12D’abord, rappelons que ces deux inlandsis, l’Antarctique et le Groenland, ne sont pas comparables.

13L’Antarctique, avec ses 12,4 millions de km², est près de sept fois plus grand que le Groenland et se place donc à l’échelle d’un continent (fig. 48). Centré sur le pôle Sud, son immensité fait qu’il crée son propre climat : un énorme vortex (anticyclone thermique) qui impose toute l’année, même en été, des températures froides peu propices à la fusion de la glace en surface, même sur la périphérie (hormis la Péninsule), renforcées par des vents « catabatiques » drainant l’air froid et augmentant d’intensité sur les bords. Les précipitations sont très faibles au centre et en font l’une des régions les plus arides de la planète. De vastes plateformes de glace, les ice shelves, flottent sur la mer sur une grande partie du pourtour, si bien que les glaciers exutoires qui évacuent les masses de glaces du centre se terminent sur ces plate-formes/barrières qui occupent 44 % du pourtour côtier. Aussi, ce sont d’abord ces ice shelves qui seraient susceptibles de fondre les premiers sur leurs bords et par en dessous, là où ils sont au contact de l’océan. Une telle fonte affecterait peu le niveau marin, car la plus grande partie de ces glaces flottantes, tout comme la banquise, est en équilibre hydrostatique avec l’océan. En revanche, l’effet qu’elle aurait sur la dynamique des glaciers exutoires qui viennent s’adosser sur ces plateformes est une question qui fait l’objet d’une grande attention et de nombreuses études.

Figure 48. L’Antarctique et ses diverses régions. En rouge : situation des grands forages

14Le Groenland (1,8 million de km²) est beaucoup plus influencé par le climat des terres avoisinantes et par l’océan, en particulier les eaux relativement chaudes du nord de l’Atlantique en provenance du Gulf Stream ainsi que les trains de dépressions circulant entre l’Amérique du Nord et l’Europe. Résultat, pas de grandes plateformes de glaces flottantes, les seules qui existent sont petites et cantonnées sur la façade donnant sur le pôle Nord. Beaucoup de glaciers vêlent donc directement dans la mer ou se terminent sur les terres. Les précipitations restent notables, même à l’intérieur des terres, donnant au Groenland des taux d’accumulation proches de 300 mm d’eau par an, ce qui est le double de la moyenne de l’Antarctique. La fusion saisonnière de la glace en surface est importante sur le pourtour du Groenland, surtout au sud où elle se fait sentir jusqu’à 20-50 km à l’intérieur. L’ablation venant du contact direct avec l’atmosphère est concurrencée par la fonte de la glace au contact de l’océan quand les glaciers viennent s’y jeter directement, ainsi que par la perte de substance que représente le détachement des icebergs (vêlage). Aussi, le taux de renouvellement de la glace, encore mal quantifié, est de toute évidence plus élevé au Groenland qu’en Antarctique, surtout dans la partie orientale de celui-ci : cela doit être néanmoins relativisé quand on voit l’âge de la glace prélevée au centre et au contact du lit rocheux par des carottages profonds : ils donnent accès à des glaces datées de 130 000 ans au Groenland et au moins 740 000 ans en Antarctique.

15Face à de tels colosses, comment s’y prendre pour régler les importantes « questions budgétaires » ? Les bilans de masse des calottes polaires peuvent être estimés soit : 1) en faisant la différence entre les apports et les pertes de glace ; soit : 2) en examinant directement les variations d’épaisseurs et donc les variations de volume. Les apports constitués par les précipitations peuvent être estimés à partir des observations pratiquées au sol et par les modèles atmosphériques. Les pertes, que ce soit la fonte de surface, la fonte à la base des ice shelves ou le vêlage des icebergs, peuvent être partiellement mesurées ou calculées. La méthode qui permet d’évaluer les variations d’épaisseur par avion (altimétrie laser) ou par satellite est plus directe et plus précise ; malheureusement, elle ne permet pas de remonter très loin dans le temps.

16Des satellites sont équipés depuis vingt-cinq ans d’altimètres radar et de lasers qui offrent une précision grandissante à mesure que défilent les générations (Seasat, Geosat, les ERS-1 et 2 lancés par l’Europe, etc.). Pour compléter les images satellitaires, des mesures sont réalisées par des altimètres embarqués sur des avions. En apparence, le jeu est simple, puisqu’il consiste à comparer des hauteurs de surface sur des intervalles de temps ; mais comme ces mesures sont plus ou moins précises, qu’elles intègrent les mouvements de la plateforme rocheuse sur laquelle repose l’inlandsis bougeant avec le relèvement isostatique67 ainsi que les variations de densité de la neige, de nombreuses corrections s’imposent. De plus, le ciel « ne dit pas tout », surtout sur le passé, et l’on est parfois bien content de recourir aux vieilles mesures effectuées par les expéditions qui, à un moment ou à un autre, ont traversé de part en part l’inlandsis : ce fut le cas pour le Groenland dès 1959 avec l’Expédition glaciologique internationale. Que nous disent l’ensemble de ces observations ?

Groenland : un déficit de masse qui se précise

17Selon différents auteurs68, l’intérieur du Groenland, situé à plus de 1 500 m d’altitude, est stable, donc en équilibre. Certaines régions s’affaissent, d’autres montent, mais cela est lié surtout aux processus d’accumulation qui varient dans l’espace et dans le temps. En revanche, de nombreuses données indiquent un amincissement de la calotte près des côtes et surtout sur la partie basse des glaciers exutoires. Ohmura (2004, ibid.), de l’Institut des sciences de l’atmosphère et du climat de Zurich, a compilé de nombreuses mesures effectuées par plusieurs équipes en séparant sur l’ensemble de l’inlandsis l’accumulation due aux précipitations solides, l’ablation qui relève de la fonte au contact de l’atmosphère, puis celle qui vient de l’océan, en incluant le vêlage (lâchages d’icebergs).

18Les estimations les plus raisonnables auxquelles il aboutit sont les suivantes : la partie englacée du Groenland reçoit en moyenne 340 mm/an d’eau par le biais des précipitations, dont près de 297 mm/an parviennent à s’ajouter à la masse de glace, le reste étant liquide ou disparaissant par sublimation ; sur cette quantité, près de 169 mm/an s’en vont par le processus de fonte et un peu plus, soit 180 mm/an, par vêlage. Il faut noter cependant que beaucoup d’incertitudes entachent les pertes de glace par icebergs. Le chiffre auquel l’auteur parvient est un bilan spécifique net de -52 mm d’eau/an pour tout l’inlandsis, ce qui correspond à une perte de 91km³ d’eau par an.

19Les estimations établies par les auteurs divergents encore, mais la plupart des études (pas toutes, cependant), s’accordent pour dire que le Groenland est de nos jours déficitaire. Il est cependant trop tôt, par manque de recul, pour dire si les pertes ont augmenté au cours des toutes dernières décennies. Géographiquement, c’est de loin la partie sud-est du Groenland (29 % de la surface de l’inlandsis) qui est la mieux documentée : avec une accumulation d’environ 400 mm d’eau/an et des pertes par fusion et vêlage d’environ 280 mm et 250 mm d’eau par an respectivement, cette région présenterait un bilan négatif de -130 mm d’eau par an. C’est sans doute là un record de perte pour le Groenland, car la fonte est amplifiée dans cette région par les apports de chaleur venant de la Dérive Nord-Atlantique et des dépressions originaires des latitudes moyennes.

20Cependant, selon une étude récente de Rignot et al. (2006)69 portant sur la dernière décennie, cette partie sud-est du Groenland se trouverait dans un état de déséquilibre plus important que ne le suggèrent les chiffres avancés ci-dessus : elle s’amincirait plus vite à basse altitude près de la côte par suite d’une accélération du débit de glace due probablement aux eaux de fonte s’écoulant au contact du lit et à l’intensité du vêlage. Ce déséquilibre dynamique serait le résultat d’un réchauffement intégré sur tout le siècle écoulé. Toutefois, il semble que les taux de fonte aient augmenté dans cette partie du Groenland tout récemment, en particulier depuis 1997, à la suite d’une série d’étés chauds. Rignot et ses collègues estiment ainsi que la perte de masse du Groenland au cours de la dernière décennie a doublé et qu’elle atteint aujourd’hui 220 km³ par an, soit un bilan spécifique de -120 mm d’eau par an, ou encore une contribution de + 0,57 mm par an au niveau des mers (en 2005).

21D’autres chercheurs ont montré également que l’amincissement de certains glaciers exutoires de l’inlandsis résulterait bien d’une accélération récente de l’écoulement de la glace : le fameux Jakobsahvn Isbrae, sur la côte ouest du Groenland, qui draine 6 % de la surface de la calotte et qui est l’un des glaciers les plus rapides du monde (34m/jour) a ainsi doublé sa vitesse depuis 1992 sur les 30 km de sa langue inférieure (15 m/jour en 1992). Cela suggère que l’amincissement provient tout autant de la fonte de surface que de l’étirement dynamique du glacier vers l’aval, une tendance que l’on retrouverait sur plusieurs exutoires.

22Le fait que l’ensemble de la calotte soit doté d’un bilan négatif et que les régions les mieux documentées, soient, elles, franchement déficitaires, rend prioritaire la mise sous surveillance étroite du Groenland. Par la masse qu’il représente, un début de fonte accélérée de cet inlandsis à l’échelle de ce siècle aurait de graves conséquences sur les variations du niveau marin. Nous y reviendrons au dernier chapitre de ce livre.

Les grandes incertitudes qui pèsent sur l’Antarctique

23L’Antarctique est un continent isolé et très froid, à peu près centré sur le pôle Sud. Grâce à l’accumulation de neige qu’elle reçoit en surface, cette calotte polaire gagne environ 150 mm d’eau par an. Elle en perd surtout par le vêlage des icebergs et par fusion au niveau des ice shelves. La fusion de surface est très faible, inexistante au centre de l’Antarctique, et donc limitée à quelques régions bordières du continent. Au vu de sa taille, il est très difficile d’avoir une estimation du bilan de masse de l’Antarctique et les chiffres actuels sont entachés de larges incertitudes.

24Il n’y a pas si longtemps, en 1991, pour une majorité de chercheurs, sur la base d’une estimation des flux de glace à l’exutoire de quelques glaciers drainant la calotte et de mesures d’accumulation nette au centre, l’Antarctique devait avoir un bilan positif. De nouvelles observations satellitaires permettent d’en savoir plus sur les altitudes, sur l’épaisseur de la glace, sa vitesse et sur le point à partir duquel elle se détache de son lit rocheux pour commencer à flotter sur l’océan. Elles ont permis de réelles avancées, et surtout, on voit mieux à présent ce qui reste en bilan positif, ce qui est en équilibre et ce qui, par contre, tend à devenir déficitaire.

25C’est sur l’Antarctique de l’Est que se manifestent les plus grandes incertitudes parce qu’on dispose de peu d’observations. Les quelques glaciers suivis, une douzaine, qui ne drainent pas la partie centrale de l’inlandsis, paraissent à peu près en équilibre, voire en léger excédent. On estime même que la plus grande partie de l’Antarctique de l’Est est excédentaire, avec une valeur proche de 18 ± 3 mm/an (sur la période 1992-2003) et pourrait le rester, voire le devenir davantage, si les précipitations continuent à augmenter sur les régions côtières.

26En revanche, l’Antarctique de l’Ouest, dont le substrat rocheux est en général plus bas que le niveau des mers et qui alimente en grande partie des ice shelves (Rhonne ice shelf et Ross ice shelf), émet plutôt un signal négatif. En fait, il semble que cette diminution ne soit pas uniforme : les glaciers qui alimentent le Ross ice shelf pourraient avoir un bilan positif, alors que les glaciers qui arrivent à la mer d’Amundsen seraient, eux, dans le rouge. Ce qui frappe aussi, c’est la fusion assez élevée observée à la base des petites plateformes de glaces flottantes de ce secteur. Au total, l’Antarctique de l’Ouest aurait un bilan négatif de 9 ± 3 mm/an (sur la période 1992-2003), ce qui engendrerait un solde légèrement positif pour l’ensemble de l’Antarctique. Cependant, les incertitudes de ces estimations restent considérables faute de mesures.

27C’est la Péninsule antarctique – cette bande de terre étroite et contournée pointant vers l’Amérique du Sud – qui donne le signal le plus clair, mais cette partie correspond à seulement 7 % de la surface du continent. La Péninsule est un peu une zone à part en Antarctique : elle est située à des latitudes plus basses, elle enregistre des taux d’accumulation plus substantiels que le reste du continent, mais aussi une ablation d’été plus importante. Son plus grand ice shelf est le Larsen, qui a commencé à causer quelques soucis ces dernières années. S’étendant sur 1 200 km de ligne de rivage, il a commencé à reculer doucement depuis 1940, mais, à partir des années 1986-1989, les choses se sont accélérées : plusieurs morceaux se sont détachés et ont commencé à se désintégrer, puis cela a été le cas en 1995 du Larsen A, enfin du Larsen B, d’une étendue beaucoup plus vaste, en 2002-2003. Selon certains auteurs, comme Vaughan et al. (2003)70, ce secteur maritime aurait vu sa température augmenter de 2 °C à 3 °C au cours des cinquante dernières années, ce que confirment les données de la station ukrainienne de Vernansky (ex-Faraday). Beaucoup soulignent que l’évolution des ice shelves et des glaciers est à relier à une augmentation de la température de l’océan. Si une telle évolution venait à toucher aussi l’Antarctique de l’Ouest, davantage soumis aux influences océaniques que l’Antarctique de l’Est, on pourrait craindre que ses glaces flottantes commencent à se désintégrer et provoquent un déséquilibre dynamique qui se répercuterait sur les glaciers qui se jettent sur ces plateformes. Cette thèse est encore en discussion, car il semble que la désintégration d’un ice shelf n’entraîne pas systématiquement une accélération des glaciers à l’amont et une augmentation des débits de glace en direction de l’océan.

28En conclusion, les incertitudes qui entachent l’estimation du bilan de la calotte antarctique restent grandes. La plus grande partie semble en équilibre ou en excédent, mais les preuves de déficits se multiplient en Antarctique de l’Ouest, la région la plus vulnérable au réchauffement actuel. Sur la Péninsule, les manifestations de fonte des ice shelves sont visibles, ce qui, comme au Groenland, pourrait affecter les glaciers de la zone. Nous reparlerons de ces inlandsis quand nous évoquerons plus loin les conséquences de la fonte des glaciers sur le niveau des mers.

Glaciers de montagne et petites calottes : le constat des dernières décennies

29Nous n’entrerons pas dans le détail de cette question, car nous l’avons traitée, régions par régions, dans les chapitres précédents. C’est un fait, les glaciers ont très souvent reculé dans la seconde moitié du XX^e siècle, mais à un rythme différent. La figure 49 présente le bilan cumulé au cours des 15-50 dernières années de 75 glaciers disséminés dans le monde. Ils ont été regroupés en quinze régions principales, trois situées en Amérique du Nord, six en Asie, trois en Europe, deux dans la ceinture tropicale (Andes et Afrique) et une dans les Andes moyennes71. Ces données ont parfois été exposées dans les chapitres précédents, mais nous avons voulu les regrouper ici en un seul graphique pour avoir une vision d’ensemble. Cette vue panoramique de l’évolution des glaciers dans diverses parties du monde depuis trente à cinquante ans est intéressante, toutefois elle n’offre qu’une image simplifiée de la réalité. Nous avons vu en effet dans les chapitres précédents que, à l’intérieur d’un même massif, les variations de volume peuvent être très différentes d’un glacier à l’autre. Cette réserve faite, que voit-on ?

• d’abord une certaine confusion : les glaciers représentés n’ont pas diminué simultanément mais de façon assez dispersée ;

• au-delà de cette première impression, il apparaît que la majorité des régions ont essuyé des pertes limitées jusqu’aux années 1976-1980, puis que les déficits se sont mis à croître : c’est le cas, en particulier, de l’Amérique du Nord, de l’Asie centrale et des tropiques ;

• le déficit s’est généralisé au milieu des années 1980 (Alpes) et à partir de la décennie 1990 (Alaska) ;

• seules la Scandinavie et, nous l’avons vu auparavant, la Nouvelle-Zélande (non représentée ici) ont connu des excédents de masse dans la dernière décennie du XX^e siècle ; c’est le cas aussi, de façon plus modeste et moins continue, des Andes subtropicales vers le parallèle 30° S.

30Les glaciers connaissent en général des bilans de masse négatifs dès le début des années 1960. En pondérant ces chiffres par les surfaces occupées par les glaciers – afin de limiter le poids des petits glaciers, qui sont souvent plus négatifs que les grands – et en limitant l’analyse à la période 1967-1996, ce qui exclut les glaciers des Andes et d’Afrique, le déficit calculé de cette population est de -265 mm/an. Il semble que cette tendance négative s’accélère (de-12 mm/an) et cela pourrait s’expliquer par les forts déficits enregistrés dans la décennie 1990.

Figure 49. Bilans de masse cumulés moyens de soixante-quinze glaciers de montagne provenant de quinze grandes régions du monde sur lesquelles existe une information régulière

31Néanmoins, les incertitudes et le faible échantillonnage nous incitent à la prudence. De plus, ces moyennes masquent en fait une forte disparité, on le voit bien sur la figure 49. Par exemple, pour rester à des latitudes semblables, les glaciers du nord-ouest du Pacifique présentent au long de cette dernière décennie un déficit très marqué, proche de -475 mm/an, comme d’ailleurs les glaciers d’autres régions, Alpes et Asie centrale (Tien Shan). En revanche, les glaciers scandinaves sont restés en majorité positifs depuis le début des années 1990.

32Pour comprendre ce qui a contribué à de tels bilans, nous avons voulu préciser quels ont été les comportements respectifs des bilans hivernaux et des bilans estivaux, là où ils ont été mesurés de façon séparée (fig. 50). Rappelons ici que les bilans de la période d’hiver sont régis surtout par les précipitations hivernales, tandis que les bilans de l’été sont contrôlés par l’ablation, et en particulier la fusion. Nous ne disposons que de 35 glaciers dans le monde pour lesquels les bilans hivernaux et estivaux ont été mesurés au cours de ces quarante dernières années. Sur ces glaciers, les bilans d’hiver sont restés en moyenne à peu près constants au cours de la période 1968-1997, tandis que l’ablation d’été a augmenté. C’est donc cette dernière qui explique pour l’essentiel la tendance croissante aux déficits des bilans de masse. Sur l’échantillon de glaciers considéré, l’ablation a augmenté depuis trente ans à un taux de 13mm/an, ce qui équivaut à peu de choses près à l’augmentation du déficit des bilans de masse, qui est, rappelons-le, de -12 mm/an. Notons que pendant leur période de crue récente, les glaciers scandinaves ont connu une croissance de leur ablation de 14 mm/an, une valeur très proche de la moyenne citée.

Figure 50. Évolution des bilans d’hiver (courbe du haut), des bilans d’été (courbe du bas) et du bilan moyen de l’année de trente-cinq glaciers dans le monde (excluant les tropiques)

1. Les Rocheuses lato sensu (Côtière, Cascade, Olympic) : Helm, Peyto, Place, Ram, Sentinel, South Cascade
   2. Arctique canadien : Devon, Melville South, Meighen
   3. Alaska : Gulkana, Wolverine
   4. Kamchatka : Koselskiy
   5. Altaï : Maliy, Leviy Aktru, n° 125
   6. Tienshan/Dzhungariya : Golubin, Tuyuksuyskiy, Tsentralniy, Urumqi-He S n° 1, Karabatkak, Shumskiy
   7. Pamir : Abramov
   8. Caucase : Djankuat
   9. Svalbard : Austre Broeggerbreen, Midtre Lovénbreen
   10. Scandinavie : Ålfotbreen, Engabreen, Gråsubreen, Hardangerjoekulen, Hellstugubreen, Nigardsbreen, Storbreen, Storglaciären
   11. Alpes : Sarennes, Vernagtferner

Sources : compilé par Ohmura, 2004, légèrement modifié par les auteurs

33Enfin, on observe sur la courbe des bilans d’été (courbe en rouge sur la figure) que la baisse sur trente ans n’a pas été régulière, contrairement à ce que montre la droite tendance, mais qu’elle a plutôt procédé par ressauts et paliers : un affaissement en 1976-1977, suivi d’un autre, plus marqué, en 1988-1990.

34Intéressons-nous à présent aux cas particuliers, c’est-à-dire à ces glaciers qui ne se sont pas conformés à la tendance générale, et examinons l’origine de ces anomalies.

Les fluctuations glaciaires sous l’effet des modes climatiques régionaux

35Les glaciers maritimes de Norvège et Nouvelle-Zélande constituent une exception dans l’évolution générale des glaciers de montagne au cours des quarante dernières années puisque, à l’inverse des autres, ils ont gagné en volume. Cela remet-il pour autant en cause la tendance au recul des glaciers de montagne signalée auparavant ?

36Cette anomalie est à rattacher à des différences d’accumulation générant des oppositions de phase dans les bilans de masse : quand certains glaciers ont des bilans positifs, d’autres ont tendance à présenter des bilans négatifs, et vice versa. Cette opposition peut être très nette pendant une période, puis elle s’estompe pour réapparaître éventuellement ensuite. Ainsi, les tendances des bilans de masse dans le nord de l’Europe (plus exactement le sud de la Scandinavie) et dans le sud (les Alpes) peuvent s’opposer (voir chap. 5, p. 108). Cela peut être aussi le cas, comme nous l’avons déjà souligné, entre le golfe d’Alaska et le nord-ouest/sud-ouest des États-Unis/Canada. Dans le Pacifique, dans l’hémisphère sud, les bilans de masse des Andes tropicales et ceux des Alpes de Nouvelle-Zélande sont fréquemment de signe contraire, différence que l’on voit également apparaître, avec moins de netteté cependant, entre les Andes tropicales (Équateur, Pérou, Bolivie) et les Andes subtropicales (Chili et Argentine, sous les latitudes 30-35 °S). Comment expliquer ces évolutions distinctes ?

Embellie récente des glaciers maritimes de Norvège : une signature du mode NAO

37Ces gains de masse ont une origine bien connue : l’augmentation des chutes de neige hivernales. Ces apports ont eu un rôle déterminant dans la croissance des bilans glaciaires hivernaux, lesquels, en compensant un temps la montée des pertes par ablation estivale, ont orienté l’ensemble des bilans de masse vers la hausse. À titre de comparaison, nous avons reporté sur la figure 51 les bilans hivernaux de huit glaciers scandinaves et de deux glaciers alpins. On voit bien qu’il existe une certaine opposition de phase en Europe occidentale entre la partie sud et la partie nord : avant 1977, les bilans d’hiver sont forts au nord et plutôt déprimés au sud, une opposition peu marquée ensuite dans les années 1980, mais qui tend à réapparaître dans la décennie 1990.

38Les déphasages observés entre les glaciers scandinaves et alpins72 sont donc liés aux précipitations hivernales, et celles-ci sont en partie modulées par une oscillation qui existe entre le nord et le sud de l’Europe et qui a son siège sur l’Atlantique nord. Elle est connue sous la dénomination d’« oscillation Nord-Atlantique » ou North-Atlantic Oscillation, soit NAO (voir encadré 16, fig. 52). Le déphasage qu’elle induit entre les bilans des glaciers d’Europe du Nord et d’Europe du sud est parfois très marqué, mais toutefois loin d’être systématique. Le « signal climatique NAO » sur l’Europe est d’ordinaire « bruité » par une forte variabilité d’une année sur l’autre ; cependant, dès lors qu’apparaît une oscillation basse fréquence nette (voir encadré 16, fig. 53), positive dans les années 1900-1915 et 1980-2000, ou négative au cours de la période 1950-1975, il est possible de voir se développer des oppositions de phase sur les glaciers du nord et du sud de l’Europe occidentale. Les glaciers scandinaves montrent un bilan positif en phase NAO positive, grâce à l’importance des chutes de neige hivernales, les glaciers alpins pâtissent au même moment de faibles apports. Et puis, la situation s’inverse en phase NAO négative. Aussi l’évolution positive des glaciers scandinaves depuis le début des années 1990 est-elle en partie liée à une phase positive persistante du mode NAO. Ce sont les précipitations, à travers le bilan hivernal, qui sont responsables de cette embellie des glaciers scandinaves les plus maritimes.

39Ce balancement climatique entre le nord et le sud de l’Europe a-t-il pu être assez fort dans le passé pour expliquer des déphasages dans les fluctuations glaciaires sur de plus grandes échelles de temps ? Cette hypothèse a été formulée par les chercheurs norvégiens Nesje et Dalh (2003)73 pour expliquer qu’au cours du Petit Âge Glaciaire, les glaciers des Alpes ont connu leur plus grande extension dans la première partie du XVII^e siècle, tandis que les glaciers scandinaves sont arrivés à leur extension maximale dans la première moitié du XVIII^e (voir chap. 3, p. 61). Pour que ce décalage soit attribuable au mode NAO, il faudrait que le mode positif ait été dominant dans la première moitié du XVIII^e siècle sur plusieurs décennies afin que l’augmentation des précipitations hivernales ait pu être durable. Ce que nous voyons au XX^e siècle est assez éloigné de ce schéma, car les modes dominants, positifs ou négatifs, quand ils existent, ne se prolongent pas sur plusieurs décennies mais seulement sur quelques années.

Figure 51. d’un échantillon de glaciers scandinaves (bleu, triangles) et alpins (rouge, ronds) entre 1963 et 2000. Les glaciers échantillonnés pour la Scandinavie sont Ålfotbreen, Engabreen, Gråsubreen, Hardangerjoekulen, Hellstugubreen, Nigardsbreen, Storbreen, Storglaciären et, pour les Alpes, Sarennes et Vernagtferner. Les droites donnent les tendances sur la période considérée

40Quoi qu’il en soit, on conclura que l’embellie récente des glaciers dans certaines régions du monde comme la Scandinavie ne peut pas être un fait de nature à alimenter les doutes sur le réchauffement climatique à l’échelle mondiale. Cette crue glaciaire est clairement liée à une évolution positive des précipitations hivernales tenant à un contexte de circulation atmosphérique régional particulier. La preuve en est que, au moins en Scandinavie, l’ablation d’été a continué à croître pendant cet épisode de crue dans des proportions tout à fait comparables à celles des autres massifs de la planète.

Les volte-face des glaciers autour du Pacifique : un effet d’Enso

41Le mode El Niño-Southern Oscillation (Enso) est connu pour être la plus forte fluctuation naturelle du climat mondial à l’échelle décennale. Avant d’examiner son impact sur les glaciers, nous rappelons dans l’encadré 17 ses principales caractéristiques, en soulignant un fait : perçu à l’origine comme un phénomène océanique localisé dans le Pacifique équatorial, il est considéré aujourd’hui comme l’une des altérations majeures que subit, de façon périodique, le climat à l’échelle de la planète.

42La variabilité du bilan de masse de nombreux glaciers tout autour du Pacifique a été, au cours des dernières décennies, étroitement contrôlée par la fréquence et l’intensité des deux phases d’Enso. Les glaciers des Andes tropicales et les glaciers de Nouvelle-Zélande, par leurs comportements opposés, illustrent bien l’effet de ce mode oscillatoire au niveau régional.

Andes tropicales : une fonte accentuée durant les épisodes El Niño

43Les travaux menés par les chercheurs de l’IRD ont montré74 que les glaciers des Andes tropicales (16° S-0°) subissaient lors des phases chaudes (El Niño) des taux d’ablation plus sévères et une accumulation déficitaire. Les mécanismes en jeu et leurs conséquences sur les glaciers ont été évoqués au chapitre 8 : atténuation de la nébulosité, baisse plus ou moins marquée des précipitations et hausse de la température atmosphérique modifient le bilan d’énergie des glaciers dans le sens d’une fusion accrue. L’ablation est alors dopée et domine jusqu’à 5 300-5 400 m d’altitude, tandis que l’accumulation est davantage réduite sur les surfaces situées à très haute altitude (plus de 5 500 m). La figure 56 montre combien un glacier proche de l’équateur, l’Antizana (0° 28’ S), subit l’influence d’Enso : l’ablation mesurée chaque mois dans sa partie basse suit avec un décalage de trois mois les variations de température du secteur central du Pacifique équatorial (dit « Niño-4 »). On peut, dans la plupart des cas, anticiper les taux d’ablation de ce glacier en suivant les indices du Pacifique.

Figure 52. L’oscillation Nord-Atlantique avec les deux phases extrêmes, la phase positive, à gauche, et la phase négative, à droite. En bleu et jaune, les régions anormalement humides et sèche, respectivement, dans les mois d’hiver.

Figure 53. L’indice d’oscillation Nord-Atlantique de 1823 à 2004. Le NAO index est défini comme la différence normalisée entre les hautes pressions subtropicales (Lisbonne, Portugal) et les basses pressions subpolaires (Stykkisholmur, Islande) pendant l’hiver (de décembre à mars). La courbe présente les données lissées.

Figure 54. Croquis simplifié du régime des vents et des courants marins dans le Pacifique équatorial a) en situation froide (La Niña), et b) en situation chaude (El Niño).

Figure 55. L’indice multivarié d’Enso synthétise plusieurs paramètres liés à l’état superficiel de l’océan et à la basse atmosphère dans le Pacifique central équatorial.

44Il s’ensuit que l’accélération du déficit des glaciers dans cette partie des Andes a coïncidé dans le temps avec le changement de phase du Pacifique : c’est à partir de 1976 que la température superficielle du Pacifique tropical, en particulier dans son secteur central, s’est orientée résolument à la hausse, une évolution associée à une succession – inhabituelle pour le
XX^e siècle – de phénomènes El Niño souvent intenses à très intenses et parfois de longue durée, comme celui de 1990-1995. Les seuls répits pour les glaciers durant ces trente ans ont été constitués par des épisodes La Niña de courte durée, les derniers à s’être produits étant datés de 1996-1997 et de 1998-2001 : les bilans ont été positifs sur les glaciers suivis, ce qui a parfois donné lieu à des réavancées de fronts, comme celui de l’Antizana 15 qui a fait un bond en avant de 50 m de 1999 à 2001.

Nouvelle-Zélande : de forts taux d’accumulation et une fonte diminuée durant les épisodes El Niño

45L’apparente « anomalie » des glaciers néo-zélandais a été déjà évoquée au chapitre 6 (p. 112), mais nous avions laissé la question de son origine sans réponses.

46Sur ces îles, la circulation des westerlies (vents d’Ouest) est stimulée en phase chaude (El Niño), le front polaire est plus actif et les trains de dépressions viennent percuter l’Île du Sud qui se trouve sur leur trajectoire, surtout en été. En hiver, ce sont les vents du sud qui sont activés, le tout accompagné d’une baisse notable des températures. Comme résultat du renforcement des vents humides sur la côte ouest de l’Île du Sud et sur les Alpes du Sud, les précipitations augmentent de 10-15 % selon Salinger et al. (1999)75. Quand se produit une oscillation décennale positive du Pacifique, avec des El Niño dominants, les westerlies sont donc plus forts sur l’île, les précipitations sont à la hausse et les températures sont un peu plus sévères, avec toutefois une part de variabilité interannuelle superposée à cette tendance de fond. Aussi, dès lors que les phases d’avancées et de reculs des glaciers sont mises en perspective avec les changements de phase du Pacifique, on constate que les phases positives des bilans de masse ont bien correspondu aux phases où les épisodes El Niño ont été dominants, tandis que les phases déficitaires ont coïncidé avec les phases où les épisodes La Niña ont été majoritaires. Quant aux processus opérant à la surface des glaciers, ce sont bien l’augmentation de l’accumulation d’hiver (comme en Norvège) mais aussi la réduction de l’ablation estivale qui contrôlent, lors des phases El Niño/La Niña, la tendance à l’avancée/au recul des glaciers. Si l’on se souvient que les bilans glaciaires en Nouvelle-Zélande se sont redressés à partir de 1976, après un recul quasi constant depuis la fin des années 1940, on voit que les dates correspondent et que cette coïncidence pointe bien du doigt l’oscillation décennale du Pacifique (PDO) comme moteur principal de la variabilité des bilans glaciaires dans les Alpes néo-zélandaises depuis au moins cinquante ans. En 1998, les bilans ont amorcé une baisse, mais on manque encore de recul pour savoir si celle-ci résulte de la variabilité du Pacifique (retour à La Niña en 1998-2000) ou d’une tendance plus durable par laquelle les glaciers néo-zélandais rejoindraient le « club » déjà très peuplé des glaciers en recul dans le monde.

Alaska/Rocheuses : des glaciers qui réagissent différemment aux modes Enso et PDO

47Un autre groupe est influencé, mais de façon un peu plus complexe, par le mode Enso/PDO, les glaciers du Nord-Ouest américain. En mode PDO positif, la côte canadienne évolue sous l’influence de pressions plus élevées que la normale, tandis que l’Alaska est dominé par un centre de basses pressions très creuses situées sur les Aléoutiennes. L’Alaska subit en conséquence en hiver une forte entrée d’air maritime humide et tiède, tandis que le Canada et le nord-ouest des États-Unis sont, eux, sous l’influence de hautes pressions et connaissent des hivers doux mais plus secs. Un mode PDO négatif présente le schéma inverse et facilite l’établissement d’une circulation zonale active plus au sud, ce qui donne des hivers humides et frais au Canada et au nord des États-Unis, et à l’inverse, des hivers plus secs et froids sur l’Alaska. En 1976, le mode PDO a brutalement changé de phase, de négatif, il est devenu positif. De ce fait, ces glaciers du nord-ouest de États-Unis et du Canada (South Cascade, Peyto, entre autres) ont entamé en 1977 une série de bilans négatifs. L’évolution vers des précipitations hivernales plus fortes sur la côte d’Alaska à la même date a, au contraire, ragaillardi les glaciers de cette zone, mais surtout sur le secteur côtier, d’où leur bonne santé provisoire jusqu’à l’orée des années 1990, où l’ablation les a rattrapés (voir fig. 26, p. 116).

Figure 56. Anomalies du bilan de masse mensuel dans la zone d’ablation du glacier Antizana 15α (Équateur) en mm d’eau par rapport à la moyenne (0) (axe de gauche, courbe bleue) et anomalies de la température superficielle de l’océan au centre du Pacifique équatorial – secteur Niño-4 – en °C par rapport à la moyenne (0) (axe de droite, inversé, courbe rouge).
Période considérée : janvier 1995 à décembre 2002. Les données du glacier ont été décalées de trois mois vers la gauche (donc avancées dans le temps) pour correspondre de façon optimale avec la température du Pacifique

48En conclusion, nous pouvons affirmer que les glaciers de montagne dans le monde ont subi depuis une trentaine d’années un repli généralisé, mis à part quelques exceptions. La question est de savoir s’il s’agit là du signe avant-coureur d’un réchauffement durable appelé à s’amplifier dans le futur. Si oui, quelle sera la réponse des glaciers à celui-ci ? Abordons à présent ce sujet en dépassant les simples observations et en introduisant les modèles pour envisager l’avenir des glaciers.