Évolution à la hausse des températures

1La hausse des températures est largement établie à partir de nombreuses données instrumentales. Elle a été de + 0,6 °C (± 0,2 °C) en moyenne pendant le XX^e siècle (0,9 °C pour le territoire français) et a porté pour l’essentiel sur deux périodes, 1910-1945 et 1976-2000 (voir fig. 18, p. 82, qui présente la courbe). Nous porterons notre intérêt sur la période des trente dernières années, bien documentée pour les glaciers, au cours de laquelle ils ont reculé par suite d’une augmentation de l’ablation. Pendant cette période, la hausse de la température a atteint à la surface du globe 0,18 °C par décennie. La décennie 1990 a été marquée par une anomalie positive moyenne de 0,38 °C dans l’hémisphère nord et de 0,23 °C dans l’hémisphère sud, ce qui en fait la décennie la plus chaude jamais enregistrée depuis le début des mesures instrumentales.

2Depuis la fin des années 1950, grâce aux ballons sondes, et surtout depuis 1979 avec les capteurs embarqués sur satellites, nous savons que les températures se sont élevées sur les premiers huit kilomètres de l’atmosphère, mais avec un taux plus élevé en général au niveau du sol. Quelques régions semblent échapper à ce réchauffement, comme l’Antarctique – à l’exception de la Péninsule –, un secteur autour du Groenland et du Labrador et certaines zones océaniques de l’hémisphère sud. Pratiquement toutes les zones de montagnes ont présenté ces dernières décennies une augmentation de leurs températures. Les valeurs varient selon les lieux, mais elles peuvent atteindre entre 1 °C et 2 °C depuis quarante ans, comme dans les Alpes occidentales et plusieurs massifs d’Asie, Tien Shan, Pamir et Tibet. Dans les Andes tropicales, la hausse mesurée au sol au cours des vingt-cinq dernières années a été de 0,32°-0,34 °C par décennie selon Vuille et Bradley (2000)76. Plus au sud, dans les Andes centrales du Chili, l’isotherme 0 °C moyenne s’est élevée au cours de ces trente dernières années de 170 m en été et de 245 m en hiver.

3Ces hausses ne concernent pas de la même façon les maximums et minimums journaliers, soit, en simplifiant, les jours et les nuits. Selon Beniston, de l’université de Fribourg, les minimums ont augmenté dans les Alpes suisses sur cette même période de quarante ans de 2 °C alors que les maximums se sont élevés de façon plus modeste. D’après Karl et al. (1993), les minimums auraient augmenté depuis les années 1950 de 0,84 °C, alors que les maximums seraient montés de 0,28 °C sur la plupart des masses continentales. Et cette différence tend à s’accroître avec l’altitude. Il y a donc eu réduction de l’amplitude thermique entre les jours et les nuits. Ce phénomène peut être associé à l’augmentation de l’humidité atmosphérique et des nuages qui limitent la nuit le rayonnement du sol vers la haute atmosphère dans le domaine des grandes longueurs d’ondes du spectre radiatif et atténuent le jour l’apport du rayonnement direct dans les courtes longueurs d’onde. Cet effet est particulièrement marqué en hiver, et beaucoup de régions de montagne dans le monde ont vu les températures minimales, en particulier leurs extrêmes, s’atténuer de façon significative77. Cela ne veut pas dire que les épisodes très froids en hiver soient devenus inexistants, nous en avons eu de saisissants exemples en Europe lors de l’hiver 2005-2006, mais ils se sont raréfiés. Un autre facteur a contribué à renforcer cette tendance vers des hivers plus doux, c’est le déneigement plus précoce du printemps : le sol dénudé de faible albédo absorbe davantage le rayonnement incident qu’un sol recouvert de neige. C’est l’exemple même d’un renforcement d’une tendance par rétroaction positive.

4En dehors des montagnes des hautes et moyennes latitudes, c’est dans les milieux arctiques que la hausse mesurée des températures a été la plus remarquable au cours du XX^e siècle. Les stations de ces régions donnent en moyenne annuelle une hausse sur la période 1954-2003 de 2 °C à 3 °C et c’est dans les régions du nord-ouest du Canada, de l’Alaska et dans la partie nord de la Sibérie qu’elle a été la plus forte78. En contraste, certaines zones, plus limitées dans l’espace, n’ont pas bougé et ont même vu leurs températures baisser, comme la moitié sud du Groenland et une partie du Labrador. Dans l’Arctique, la hausse a concerné aussi les températures hivernales qui ont fait un bond de 4 °C sur la période, ce qui ne s’est pas produit dans le sud du Groenland et le nord du Labrador, où la rigueur des hivers ne s’est pas atténuée (fig. 57). Le fait que l’Arctique se soit réchauffé davantage que les régions situées à plus basse latitude tient à plusieurs raisons. Les modèles suggèrent que le surplus d’énergie provenant du forçage radiatif associé au renforcement récent de l’effet de serre au voisinage des pôles passe directement dans le réchauffement de l’atmosphère, tandis que sous les latitudes moyennes, et surtout sous les tropiques, une part importante de cette énergie est consommée par l’évaporation et l’évapotranspiration. De plus, l’effet du réchauffement est amplifié sous les hautes latitudes Nord par des rétroactions résultant d’une meilleure absorption de l’énergie de rayonnement par le sol, avec des surfaces continentales déneigées plus tôt au printemps et des surfaces océaniques libérées plus tôt et plus complètement des glaces de mer. De ce fait, les apports de chaleur et d’humidité issus de la circulation atmosphérique et océanique ont bénéficié davantage aux territoires arctiques.

Figure 57. Augmentation des températures hivernales dans l’Arctique de 1966 à 1995. En blanc et bleu, les zones où la température est restée égale ou a baissé ; en rouge, les zones où elle a augmenté. L’échelle du bas donne les valeurs correspondant aux couleurs

Des précipitations aux tendances plus contrastées

5La température des océans augmentant, le cycle évaporation/condensation/précipitations a eu tendance à se renforcer. Nous savons aussi que la capacité de l’atmosphère à transporter la vapeur augmente avec la température à un taux de l’ordre de 1 à 3,4 % par degré K. Mais les conséquences en sont diverses selon les régions et selon les niveaux de l’atmosphère. Pour le XX^e siècle, une augmentation de l’ordre de 2 % de la nébulosité sur les terres émergées est probable selon le GIEC, avec une valeur plus élevée sur les montagnes. Une augmentation sensible sur les océans, de l’ordre de 2 % depuis 1952, est également probable selon les mêmes sources. Cette hausse a pu être accompagnée d’une croissance des précipitations, surtout dans l’hémisphère nord à haute et moyenne latitude, de l’ordre de 5 % à 10 %. À cela s’ajoute le fait que, dans de nombreuses régions englacées, les précipitations liquides (pluies) ont vu leur part augmenter par rapport aux précipitations solides (neige). Ainsi, la partie ouest de l’Arctique russe aurait vu ses épisodes pluvieux augmenter de 50 % depuis cinquante ans par rapport à ceux dominés par les chutes de neiges (Acia, op. cit.). Ce phénomène est très visible en moyenne montagne en Europe occidentale, nous l’avons observé dans les Préalpes françaises (voir chap. 9, encadré 15) sans qu’il y ait eu, dans le cas évoqué, d’augmentation des précipitations.

6Certaines régions sont cependant devenues plus sèches, c’est le cas des ceintures subtropicales, déjà arides, où la baisse probable des précipitations a été de 2 % à 3 % sur le XX^e siècle selon le GIEC. En revanche, l’Asie des moussons et les régions intertropicales déjà humides auraient vu augmenter les précipitations dans de mêmes proportions, mais avec de fortes disparités selon les lieux. Cette tendance résulte d’une augmentation de la convection près de l’équateur, avec les branches ascendantes des mouvements convectifs sur les zones proches de l’équateur plus vigoureuses, et les boucles descendantes au voisinage des tropiques plus intenses. Cette circulation, dite « de Hadley », qui diffuse via l’atmosphère une bonne partie de la chaleur produite sous l’équateur vers les latitudes supérieures et qui influence les courants marins, s’est donc renforcée.

7Vouloir généraliser une tendance des précipitations à l’échelle de la planète, notamment en montagne, est risqué, tant les disparités sont fortes selon les massifs. Ainsi, en Europe de l’Ouest, les Alpes semblent avoir connu une hausse modérée des précipitations hivernales, au sud (France, Italie) comme au nord. À l’inverse, on relève dans certaines régions maritimes une augmentation plus marquée des chutes de neiges d’hiver, comme dans l’ouest et le sud de la Scandinavie et dans les Alpes néozélandaises. Ces apports ont eu, nous le savons, un rôle déterminant dans la croissance des bilans glaciaires hivernaux. Sur l’origine de ces tendances, il faut donc faire la part des modes oscillatoires comme celui de la NAO, qui sont sensibles à l’échelle décennale, et d’une évolution à plus long terme qui s’exerce sur plusieurs décennies, ce qui n’est pas toujours facile.

8Si l’on se fie aux estimations des bilans hivernaux des glaciers, l’augmentation des précipitations en hiver n’a pas été flagrante dans les autres régions du monde, notamment en Alaska, dans les Rocheuses et en Patagonie, tandis qu’en Asie centrale (Tien Shan), ces apports d’hiver ont diminué.

Origines naturelles et anthropiques du réchauffement du XX^e siècle

9Tous les changements observés dans la cryosphère au cours du XX^e siècle et surtout depuis les années 1970-1980, recul des glaciers, de l’enneigement, des glaces de mer, du pergélisol, tirent leur origine du réchauffement climatique. Depuis que les sources instrumentales se sont multipliées, soit à partir de 1860, on sait qu’il a été l’élément dominant et le plus incontestable de l’évolution du climat. Certes, le réchauffement a été irrégulier dans le temps, procédant par sauts et par paliers davantage que de façon continue ; il a aussi touché les régions du monde de façon inégale, l’atmosphère davantage que l’océan, l’hémisphère nord plus que l’hémisphère sud, les hautes et moyennes latitudes davantage que les basses. Enfin, les différents niveaux de la troposphère ne se sont pas échauffés de la même façon. Néanmoins, le réchauffement peut être qualifié de « global ». Cela dit, ses causes ne sont pas simples à élucider et font toujours l’objet de discussions.

Les causes naturelles du réchauffement

10Les oscillations climatiques des derniers millénaires nous ont montré qu’il ne fallait pas sous-estimer les causes « naturelles » de l’évolution du climat à l’échelle séculaire. Les candidats les plus sérieux pour expliquer une part du réchauffement observé au cours du XX^e siècle ont déjà été mentionnés : variations de l’éclairement solaire, volcanisme et « variabilité interne » du système climatique liée à la circulation océanique. Sans entrer dans les détails des études réalisées – surtout basées sur une modélisation couplée de l’océan et de l’atmosphère –, car cela dépasse largement le cadre de ce livre, rappelons qu’il y a un large accord sur le fait que les deux premiers facteurs, soleil et volcans, peuvent modifier de façon significative le bilan radiatif de la Terre, au point d’avoir pu jouer un rôle déterminant dans le refroidissement du Petit Âge Glaciaire et dans l’épisode plus chaud qui l’a précédé. Mais les modèles semblent montrer que ces causes naturelles sont insuffisantes pour rendre compte des variations de températures observées au cours du XX^e siècle.

11Certes, certains chercheurs argumentent sur le fait qu’il a existé au cours des dix derniers millénaires des périodes aussi chaudes, voire plus chaudes que l’actuelle. À l’évidence, plus les variations des glaciers pendant l’Holocène sont connues, plus il apparaît qu’elles ont été amples et qu’il a existé des reculs glaciaires plus marqués encore que celui dont nous sommes les témoins, et ce à plusieurs reprises.

12Ce qui est nouveau, toutefois, à cette échelle de temps, c’est que notre atmosphère n’est plus la même qu’il y a encore quelques siècles.

La « nouvelle » atmosphère

13Les donnés archivées dans les glaces des grandes calottes glaciaires démontrent que les gaz à effet de serre d’origine anthropique ont fait un bond en avant, sans précédent depuis au moins plusieurs centaines de milliers d’années (fig. 58). Ainsi le dioxyde de carbone (CO₂) est passé d’une valeur proche de 280 ppmv79 en 1750, valeur considérée comme typique de la période pré-industrielle, à près de 380 ppmv, soit une augmentation de plus de 26 %. Ce gaz est lié à la combustion des énergies fossiles et au déboisement. Le méthane (CH₄) a augmenté dans l’atmosphère de 150 % depuis 1750, suite à un changement dans l’usage des sols, comme l’augmentation des surfaces occupées par les rizières et le développement de l’élevage, celui des ruminants en particulier. Le taux du protoxyde d’azote (N₂O), associé à l’emploi des engrais azotés dans l’agriculture, est de 16 % plus élevé qu’en 1750. À ces gaz s’ajoutent certains hydrocarbures halogénés, les CFC (chlorofluocarbures), qui sont, dans la stratosphère, responsables de la destruction de la couche d’ozone au niveau des pôles, et dans la troposphère, de puissants gaz à effet de serre. Ces gaz n’existaient pas avant l’industrialisation. L’ozone (O₃) est produit naturellement dans la stratosphère où il filtre l’ultraviolet et en préserve les êtres vivants à la surface de la Terre. L’ozone produit dans la troposphère est issu de processus photochimiques complexes faisant intervenir des gaz précurseurs d’origine naturelle et humaine. Il est un puissant gaz à effet de serre, le troisième par ordre d’importance après le CO₂ et le CH₄, et a vu sa teneur augmenter de 35 % depuis le début de l’ère industrielle. Il est inégalement réparti dans l’atmosphère et c’est surtout sur les zones urbaines, en partie à cause de la circulation automobile, qu’il atteint ses plus grandes concentrations.

Figure 58. Concentrations de trois gaz à effet de serre (CO₂, CH₄ et N₂O) dans l’atmosphère et leur évolution au cours du dernier millénaire. Les symboles diffèrent selon les sites de carottages, au Groenland et en Antarctique. Les estimations récentes proviennent de mesures directes. Le forçage radiatif positif estimé du système climatique figure sur l’échelle de droite

14Si l’on fait les comptes en ajoutant le forçage radiatif induit dans les variations de ces différents gaz, soit le CO₂ (1,46)80, le CH₄ (0,48), le N₂O (environ 0,15), les CFC et apparentés (0,34) ainsi que l’O₃ des basses couches de l’atmosphère (environ 0,35), on calcule un surplus d’énergie amené par les gaz les plus diffus (excluant donc l’ozone) dans le système climatique de 2,43 W/m². Ce surplus d’énergie résulte donc de l’effet de serre « anthropogénique ».

15Ces forçages radiatifs associés aux gaz anthropogéniques sont-ils importants ou négligeables par rapport aux facteurs naturels ?

16Avant de se prononcer, un détour par les aérosols d’origine anthropique s’impose. Quels effets leur concentration peut-elle avoir sur la température ? La plupart ont pour origine la combustion des énergies fossiles et de la végétation (les incendies). Beaucoup ont un forçage radiatif négatif, car ils augmentent l’albédo de l’atmosphère : vus de l’espace, ils apparaissent comme des nuées blanches et réfléchissent le rayonnement incident. D’autres, en revanche, absorbent le rayonnement solaire : c’est le cas des aérosols carbonés noirs (les suies). Autre complication, ces aérosols favorisent la croissance des nuages en servant de noyaux de condensation à la vapeur d’eau ; ces nuages, suivant leur forme et leur altitude, ont vis-à-vis du rayonnement solaire un comportement différent : certains l’absorbent, renforçant ainsi l’effet de serre, d’autres le réfléchissent et l’affaiblissent. Avec beaucoup d’incertitudes, le GIEC avance, en ce qui les concerne, un forçage radiatif négatif proche de -0,5 W/m², mais celui-ci varie de façon considérable dans le temps et dans l’espace.

17Au total, le bilan de ce que les activités humaines déversent dans l’atmosphère donnerait un forçage radiatif proche de 2 W/m². Si on le compare à celui que représente la variation positive du rayonnement solaire, en sensible hausse depuis le milieu du XVIII^e siècle, nous l’avons dit au chapitre 4 (fig. 17), ce dernier n’ajouterait environ que 0,3 W/m² au bilan d’énergie de la Terre. Encore faut-il retrancher à ce forçage solaire celui des explosions volcaniques, plutôt négatif, qui ne dure que quelques années. Les périodes 1880-1920 et 1960-1991 ont été marquées par des explosions « stratosphériques » notables qui ont eu pour effet de refroidir l’atmosphère pendant quelques années. Ce fut le cas avec l’éruption de l’Agung (Indonésie) en 1963, du Chinchón (Mexique) en 1982, puis avec la dernière en date, la plus importante, celle du Pinatubo (Indonésie) en juin 1991. Le voile de ce dernier aurait prélevé environ 2W/m² à l’énergie du rayonnement, surtout le long de la bande tropicale81. Le volcanisme n’est donc pas négligeable car le rapport du GIEC estime qu’il a fait plus qu’annuler le gain d’énergie consécutif à la hausse de l’éclairement solaire : aussi le forçage radiatif des deux principaux facteurs naturels aurait été plutôt négatif au cours de la deuxième moitié du XX^e siècle. Toutefois, on peut objecter que le volcanisme, aussi puissant soit-il, n’est efficace que peu d’années seulement après l’événement éruptif, tandis que l’éclairement solaire, lui, n’a pas cessé d’augmenter au cours du XX^e siècle, excepté le léger reflux des années 1960-1970.

18Beaucoup plus difficiles à quantifier sont les influences provenant de la variabilité interne du système climatique et, en particulier, des échanges entre l’atmosphère et l’océan. L’importance de certains modes oscillatoires, la NAO dans le nord de l’Atlantique, et Enso dans le Pacifique équatorial, a été soulignée dans le chapitre précédent. Il est connu que Enso est assez puissant pour modifier les températures de toute la colonne atmosphérique, d’abord dans la zone intertropicale mais aussi sous les hautes latitudes. Les effets qu’a pu avoir le réchauffement du Pacifique depuis 1976 (date de son dernier changement de phase) sur les autres régions de la Terre ne sont pas bien évalués par rapport aux autres forçages en jeu, cependant il est probable qu’il soit intervenu dans le net infléchissement vers des valeurs négatives que présentent à partir de cette date les bilans de masse de nombreux glaciers sous les basses et moyennes latitudes, comme en Amérique du Nord, dans les Andes, en Afrique et en Asie. Nous savons aussi que le réchauffement du Pacifique, induit par de fortes et longues phases chaudes d’Enso, s’est de nouveau accentué de 1991 à 1998 avant le court épisode froid du tournant du millénaire.

Quelle température et quel climat pour le XXI^e siècle ?

19Les modèles de circulation générale ont été mis à l’épreuve pour simuler les températures provenant des données instrumentales au cours de la période 1850-2000. Ces simulations ne sont pas parvenues à reproduire la tendance positive observée, dès lors qu’elles n’ont pris en compte que les forçages naturels, volcanisme et forçage solaire. De la même façon, les températures n’ont pas été reproduites correctement quand ces modèles n’ont utilisé que les forçages d’origine humaine, même si la pente du réchauffement obtenue après les années 1950 est la même que celle observée. La combinaison des deux types de forçage, en revanche, a donné un résultat plus satisfaisant (fig. 59).

Figure 59. Variations des températures de la Terre depuis 1850 simulées par des modèles utilisant : (a) les forçages naturels, (b) les forçages anthropiques et (c) combinant les deux. Comparaison des résultats obtenus (grisés) avec les températures mesurées (trait rouge)

20Dans l’état actuel des études, l’interprétation que le GIEC en fait est la suivante : a) le relèvement des températures dans les années 1930-1940 semble encore avoir été influencé par des facteurs naturels : il est probable que la contribution du facteur solaire ait été forte et que celle-ci n’ait pas été entravée par des événements volcaniques majeurs ; b) la stabilisation, voire l’infléchissement, des températures dans les années 1950-1960 pourrait être reliée aux fortes teneurs en aérosols sulfatés produits par l’industrie d’après-guerre en forte croissance (les « Trente glorieuses »), qui rejetait massivement des effluents carbonés dans l’atmosphère ; une petite part de cet infléchissement peut être également attribuée à la légère baisse de l’éclairement solaire au cours de ces décennies ; c) le redressement vigoureux des températures à la fin des années 1970 est attribué pour sa plus grande part aux gaz à effet de serre d’origine humaine.

21Pour l’instant, nous en sommes là. Et demain ?

22Ces mêmes modèles, forcés par les gaz à effet de serre, établissent divers scénarios possibles selon les taux rejetés dans l’atmosphère d’ici la fin du XXI^e siècle. Ces scénarios de réchauffement ont été conçus en tenant compte de la capacité des divers réservoirs (puits) que sont l’océan, la végétation, les sols, etc., d’absorber une partie de ces gaz, et en tenant compte des aérosols. Malgré les grandes incertitudes concernant justement les rôles respectifs joués par ces divers puits, il ressort de ces simulations que les températures devraient augmenter d’ici la fin du siècle dans une fourchette de + 1,5/6,0 °C, cela pour l’ensemble des scénarios d’émission de CO₂ confondus (fig. 60).

23La régionalisation de cette hausse laisse apparaître des faits déjà observés dans les dernières décennies du XX^e siècle : réchauffement plus marqué des continents, très forte hausse sous les hautes latitudes de l’hémisphère nord (jusqu’à 8 °C et plus), moins forte sur l’hémisphère sud et en Antarctique.

24À titre d’illustration de ce qui pourrait se passer sur un grand système montagneux comportant des glaciers sous diverses latitudes et à diverses altitudes, nous avons reproduit figure 61 une coupe simulant les températures de la troposphère le long des Amériques dans l’hypothèse d’un doublement du CO₂ dans l’atmosphère. Il est clair que l’Amérique du Nord s’échauffera plus que l’Amérique du Sud, surtout en Arctique, tandis que, sous les tropiques, les températures augmenteraient davantage en altitude qu’au niveau de la mer. C’est une mauvaise nouvelle pour les glaciers des Andes centrales tous situés à plus de 4 000 m d’altitude et déjà bien affectés par un fort mouvement de récession depuis les années 1980.

Figure 60. Simulations des températures obtenues par différents modèles selon divers scénarios d’émission de gaz à effet de serre. Les scénarios dits « modérés » sont compris entre 2,0 °C et 3,5 °C (trait rouge vertical). Les scénarios A1 et B1 envisagent des croissances économiques rapides et globales, avec un recours plus (A1) ou moins (B1) marqué aux énergies fossiles, tandis que les scénarios A2 et B2 misent sur des mondes plus hétérogènes où la croissance est plus lente et la protection de l’environnement plus (B2) ou moins (A2) mise en pratique

25À cette hausse prévue des températures s’attache une activation du cycle hydrologique sur la plupart des régions, à l’exclusion des bandes subtropicales : plus d’évaporation, c’est plus d’humidité dans l’atmosphère, plus de nuages et, in fine, plus de précipitations, en tenant compte des disparités régionales. Pour les glaciers, le bénéfice de l’augmentation de l’accumulation pourrait être limité dans beaucoup de régions par le fait qu’en même temps, à cause de la hausse des températures, la limite pluie-neige s’élèvera en altitude.

26Voyons, sur la base des simulations, ce que les glaciers pourraient devenir au cours du XXI^e siècle.

Figure 61. Zones s’étendant du sud au nord des Amériques qui pourraient connaître la même hausse des températures dans le cas où les teneurs en CO₂ de l’atmosphère viendraient à doubler. Les plus fortes hausses à basse altitude (moins de 2 000 m) sont attendues au nord du 30° N, tandis que, sous les tropiques, elles devraient se produire au-dessus de 4 000 m. Trait noir : altimétrie. Points noirs : stations météorologiques existantes. La rareté de ces stations à haute altitude dans la zone intertropicale souligne l’importance des glaciers comme indicateurs du climat

Sensibilité des bilans de masse au changement climatique

27Quelle pourrait être la réponse des bilans glaciaires aux scénarios prévus par les modèles climatiques ? Pour tenter de répondre à cette question, il faudra d’abord faire un choix, car les fourchettes offertes par les scénarios sont larges et témoignent de leurs grandes incertitudes. Ensuite, dans une seconde étape, il conviendra d’examiner la réponse dynamique des glaciers – variations de leur géométrie et de leur écoulement – aux évolutions des bilans de masse de surface. Pour traiter cette question, nous disposons de « modèles d’écoulement » permettant de calculer les variations d’épaisseurs, de vitesses d’écoulement et in fine les fluctuations de longueur des glaciers en fonction des modifications de bilan de masse envisagées. Grâce à ces deux outils, il devrait être possible d’estimer les variations de volume, de surface et de longueurs des glaciers selon des scénarios proposés par les modèles du climat.

28Au chapitre 8, il est apparu que les échanges entre l’atmosphère et la surface des glaciers n’étaient pas simples et que, selon les régions climatiques considérées, les processus physiques différaient. Déjà à l’échelle d’un glacier, la sensibilité varie fortement en fonction de l’altitude et de l’exposition. Quelques exemples illustreront cette diversité.

29Le centre des petites calottes glaciaires de l’Arctique dépend pour l’essentiel de l’accumulation de neige au cours de l’année. C’est aussi le cas des surfaces à très haute altitude, dans les Alpes au-dessus de 4 300 m, ou dans l’Himalaya à plus de 7 000 m : à ces altitudes, les variations de température ou d’insolation – pour ne prendre que ces deux paramètres des flux d’énergie – n’ont presque aucune influence sur la fonte, et seule l’accumulation de neige joue un rôle significatif sur les variations des bilans de surface. À l’opposé, les langues des glaciers alpins atteignant des altitudes basses (moins de 2 000 m) ou celles des glaciers néozélandais qui parviennent au niveau de la mer sont surtout sensibles aux variations des flux d’énergie, et très peu à l’accumulation de neige, faible et peu variable d’une année sur l’autre. Entre ces deux extrêmes, toutes les situations intermédiaires sont possibles.

30La sensibilité des bilans de masse au changement climatique a fait l’objet de nombreuses études, mais ces dernières se heurtent à des obstacles difficiles à surmonter : les approches les plus simples (empiriques ou statistiques) ont du mal à reproduire les processus complexes des échanges d’énergie entre l’atmosphère et la surface de neige/glace, tandis que les démarches plus « physiques » se heurtent au manque d’observations de terrain.

Figure 62. Sensibilité de l’ablation à la température estivale en fonction de l’altitude. Les points représentent la variation de la fonte estivale que l’on peut attendre d’un réchauffement estival de 1 °C. Ainsi, sur le glacier d’Argentière vers 2 400 m, un réchauffement d’été de 1 °C ferait monter l’ablation annuelle de 1m environ

Augmentation de la fonte et réchauffement climatique : exemples pris dans les Alpes

31Une méthode directe consiste à comparer les mesures d’ablation réalisées au moyen de balises sur un ou plusieurs glaciers de la région étudiée avec les températures observées dans une station météorologique proche. Nous avons procédé ainsi pour quelques glaciers des Alpes françaises en établissant pour chacun des sites d’observation situés à différentes altitudes une relation entre la température et la fonte. Le cas des Alpes est très favorable à ce genre d’exercice, car la qualité de la relation calculée entre ces deux paramètres est très « robuste ». Et pourtant, il n’y a pas de relation physique directe, puisque la fonte résulte de la somme d’un grand nombre de flux d’énergie dont la température atmosphérique n’est qu’un des éléments (voir chap. 8). De ces relations entre fonte de la glace et température, on peut déduire la modification que va subir la fonte estivale pour une augmentation de température de 1 °C à différentes altitudes. Les résultats obtenus pour différents glaciers des Alpes françaises, massif du Mont-Blanc, Vanoise et Grandes-Rousses, sont reportés sur la figure 62. À 2 400 m d’altitude, par exemple, une augmentation de 1 °C de la température estivale entraîne une augmentation de la fonte estivale de 1 m d’équivalent-eau. Cette sensibilité diminue rapidement avec l’altitude, et au-dessus de 3 600 m, l’effet de ce changement de température devient négligeable.

32Ces résultats proviennent de nombreuses observations, leur valeur est statistique et seulement vérifiée dans des conditions climatiques proches des actuelles. Mais ils ne concernent que des données estivales et ne tiennent pas compte d’un réchauffement hivernal qui pourrait avoir aussi une influence sur l’épaisseur du manteau neigeux hivernal, donc sur la valeur de l’albédo de la surface : déneigées plus tôt au printemps, les langues glaciaires seraient plus vulnérables à la fonte à l’entrée de l’été.

33Une approche plus physique et plus rigoureuse pour déterminer la sensibilité des bilans de masse au climat et évaluer l’impact d’un changement climatique consiste à modéliser les échanges d’énergie à la surface du glacier et à faire varier l’un des paramètres – par exemple la température de l’air – pour estimer son influence sur l’ablation. Pour cela, il faut reprendre les équations du bilan d’énergie et calculer la fonte à partir de l’ensemble des flux qui y contribuent.

34Sans entrer dans ces équations et en simplifiant l’analyse présentée au chapitre 8, il convient de rappeler que la surface de la Terre gagne et perd continuellement de l’énergie, et que la fonte est le résultat de ces échanges. La surface gagne de l’énergie grâce au rayonnement solaire, mais une partie de ce rayonnement est directement réfléchie vers le ciel par l’effet de l’albédo. La surface perd de l’énergie en émettant elle-même un rayonnement dit « thermique », et elle en gagne par le rayonnement thermique provenant des nuages et de la vapeur d’eau. Elle en reçoit également lorsque la température de l’air est positive grâce aux échanges de chaleur entre l’air et la surface qui dépendent de la turbulence de l’air, donc du vent. Enfin, elle gagne de l’énergie ou en perd par suite des transformations subies par l’eau lors du changement de phase : gain avec la condensation et perte avec la sublimation. Le calcul rigoureux de la fonte de la glace doit prendre en compte l’ensemble de ces échanges d’énergie. Comme résultat, il est alors possible de déterminer l’influence d’un changement climatique sur la fonte. Il est difficile d’avoir une bonne connaissance de tous ces termes, même pour la situation actuelle, faute d’observations suffisamment précises et continues. L’albédo, par exemple, varie beaucoup d’une surface à l’autre, mais aussi d’un moment à l’autre, et sa simulation reste délicate. Pourtant, de l’albédo va dépendre la quantité d’énergie solaire absorbée par la surface : aussi, la moindre erreur sur sa paramétrisation peut entraîner des conséquences désastreuses sur les résultats.

35Ce travail a été tenté au prix de simplifications plus ou moins importantes selon les observations disponibles. Malgré les réserves que l’on peut émettre sur les résultats, ce type de modèle permet d’estimer l’influence de nombreuses variables sur la diminution ou l’augmentation du bilan de masse. Il est possible, notamment, de tester l’influence sur un glacier alpin d’un réchauffement atmosphérique, d’une augmentation de l’humidité, d’une croissance des précipitations, etc.

36La figure 63 présente l’impact du seul paramètre température. Il est manifeste que la température a un effet déterminant dans la partie basse du glacier et moins dans sa partie haute, comme nous l’avons montré auparavant à partir des observations de terrain. Ce changement de sensibilité met en avant l’albédo : en cas de réchauffement, la limite pluie-neige se retrouve plus haute, le manteau neigeux hivernal devient moins épais et il s’efface plus vite de la surface du glacier au cours de l’été. Résultat, la glace sombre absorbe plus intensément la radiation solaire. Dans la zone d’accumulation, la hausse de l’ablation est modeste, car le manteau neigeux y persiste tout l’été. Proches de ceux obtenus auparavant à partir des observations, ces résultats montrent cependant une courbe en forme de cloche qui n’apparaît pas avec les observations. En fait, si l’on compare modèle et observations, la sensibilité du modèle est plus forte entre 1 800 m et 2 800 m d’altitude : cette différence pourrait s’expliquer par la prise en compte du réchauffement hivernal dans la modélisation, alors que les résultats de la figure 62 provenaient exclusivement de données estivales.

Figure 63. Influence de la température sur le bilan de masse en fonction de l’altitude. Ces calculs ont été réalisés sur un glacier alpin (fictif) exposé au nord avec une pente régulière de 20°. Les changements des bilans de masse ont été calculés suivant différents scénarios climatiques (+ 1,5 °C, + 3 °C, + 5 °C) à différentes altitudes. Par exemple, à 2 000 m d’altitude, une augmentation de température de 3 °C impliquerait une diminution du bilan de masse d’environ 4 m d’équivalente au. Températures en degrés Celsius

37Cette approche « physique » a le gros avantage d’estimer l’influence des divers paramètres climatiques sur l’évolution des bilans de masse. Par exemple, une élévation de la température de l’air s’accompagnera probablement aussi d’une augmentation du rayonnement infrarouge émis par l’atmosphère. Ce surplus d’énergie en provenance de l’atmosphère devrait aussi contribuer à augmenter la fonte. Pour les autres variables, l’analyse reste théorique car, à l’heure actuelle, les modèles de climat ne sont pas assez précis pour nous indiquer comment évolueront dans le futur l’humidité, les précipitations, les vents, etc. Les effets des variations de ces paramètres ne sont pas du tout négligeable, car les glaciers ne réagissent pas seulement aux modifications de la température ou des précipitations.

38Dans les Alpes, les processus peuvent être simplifiés car l’ablation de la glace est très bien corrélée à la température d’été de l’atmosphère mesurée dans une station météorologique proche. Cela fait que, pour les glaciers alpins dotés de leur surface du début du XXI^e siècle, une augmentation de la température d’été de 1 °C engendrerait une diminution des bilans de masse de 0,4 à 0,7 m d’eau par an, soit une diminution de l’épaisseur de glace de ces glaciers de 0,44 à 0,77 m sur l’ensemble de leur surface. Autrement dit, lorsque la température estivale augmente d’un degré par rapport à la moyenne des 100 dernières années, un glacier enregistre une perte de glace supplémentaire moyenne de 0,6 m par rapport à la perte moyenne des 100 dernières années sur toute sa surface. Certes, il s’agit d’une valeur moyenne qui peut varier un peu d’un glacier à l’autre, mais elle concorde bien avec ce que nous avons observé au cours des vingt dernières années du XX^e siècle : la température estivale dans les Alpes a augmenté de 0,7 °C par rapport à la moyenne du XX^e siècle et les bilans de masse ont diminué de 0,4 m en valeur en eau, équivalent à 0,44 m de glace. Une telle sensibilité est définie pour la période actuelle, mais, à plus long terme, elle ne serait plus valable car le glacier aura dû s’ajuster aux nouvelles conditions climatiques en diminuant sa surface et en tendant vers un bilan de masse de valeur nulle. C’est la raison pour laquelle les valeurs de sensibilité doivent être déterminées ponctuellement à différentes altitudes.

À quoi s’attendre hors des Alpes ?

39Pour avoir une vision élargie de l’influence des changements climatiques à l’échelle des glaciers de la planète, Oerlemans et Reichert (2000)82 ont utilisé les résultats de modèles de bilans d’énergie établis pour différentes régions du globe. Les glaciers figurant ici sont représentés sur les cartes 1 (p. 84), 2 (p. 105), 3 (p. 114), 4 (p. 128) et sur la figure 27 (p. 120). Grâce à ces derniers, ils ont pu calculer la sensibilité des bilans de masse à l’échelle mensuelle en fonction des variations des précipitations et des températures. C’est donc une vision simplifiée de la réalité, puisque seuls les effets des variations des précipitations et des températures sont pris en compte.

40Sur la figure 64 sont reportées les variations des bilans de masse se produisant avec une variation de température mensuelle de 1 °C ou une variation des précipitations mensuelles de 10 %. On lit, par exemple, qu’une augmentation de la température du mois de juillet de 1 °C en Autriche aura pour effet de diminuer le bilan de masse de 7cm d’eau au cours de ce même mois. Pour une augmentation de 10 % des précipitations du mois de janvier en Norvège, le bilan de masse augmentera de 5 cm d’eau. Ce graphique met en évidence les fortes différences entre les régions arctiques très sèches (White Glacier, sous 79° N), les régions très continentales (glacier Abramov au Kirghizistan, sous 40° N) et les régions très arrosées (côtes occidentales de la Nouvelle-Zélande ou de la Norvège). Les glaciers « maritimes », tels que le Franz-Josef en Nouvelle-Zélande, ou le Nigardsbreen en Norvège, montrent des sensibilités très fortes à la fois aux précipitations et aux températures. Notons que l’échelle mensuelle du Franz-Josef, dans l’hémisphère sud, a été décalée de six mois pour être comparée aux autres glaciers. Seul le glacier Franz-Josef est vraiment sensible aux températures d’hiver à cause de sa langue glaciaire située à une altitude proche du niveau de la mer ; sur cette langue glaciaire, la fonte est active toute l’année et dépend pour une part du ratio des précipitations tombant sous forme de neige ou de pluie. Pour le Nigardsbreen, les précipitations d’été jouent un rôle mineur sur le bilan de masse, car elles tombent pour la plupart sous forme liquide. Le Hintereisferner en Autriche et le glacier Peyto au Canada, glaciers des latitudes moyennes au climat intermédiaire entre régions maritimes et régions continentales, sont surtout sensibles aux températures estivales et aux précipitations hivernales, mais il semble aussi que les précipitations estivales jouent un rôle non négligeable. Enfin, les glaciers très continentaux, comme le White Glacier et l’Abramov, situés à des latitudes très différentes (79° N et 40° N, respectivement), mais tous deux dans des régions sèches et froides (le froid est lié à la haute altitude pour l’Abramov), sont sensibles aux températures estivales (juin-juillet-août) et aux précipitations, le plus souvent neigeuses tout au long de l’année.

Figure 64. Sensibilité du bilan de masse des glaciers à des perturbations touchant les températures (à gauche, en rouge) et les précipitations (à droite, en bleu) dans diverses régions du monde. L’échelle de temps est mensuelle et va de janvier (1) à décembre (12). Elle a été décalée de six mois pour le Franz-Josef, un glacier situé dans l’hémisphère sud. Les valeurs de sensibilité aux précipitations ont été divisées par 10. Ce graphique se lit de la façon suivante : si la température du mois de juillet augmente de 1 °C en Autriche, la fonte (échelle de gauche) au cours de ce mois sera plus forte de 0,07 m d’équivalente au sur le Hintereisferner. Si les précipitations du mois de janvier augmentent de 10 % en Autriche, l’accumulation (échelle de droite) au cours de ce mois en sera affectée de 0,02 m d’équivalent-eau sur ce même glacier

41Cette figure montre donc que les glaciers les plus sensibles au climat sont les glaciers maritimes (proches de l’océan), avec de l’ablation et de l’accumulation tout au long de l’année. Ce travail, effectué sur des glaciers choisis dans différentes régions de la planète, a permis aux auteurs cités plus haut de montrer que la sensibilité des bilans de masse à la température et aux précipitations dépendait fortement de la quantité annuelle des précipitations dans la région étudiée.

Comment utiliser les valeurs de sensibilité ?

42Les valeurs de sensibilité permettent de calculer les variations des bilans de masse de surface sur n’importe quel glacier et à n’importe quelle altitude pour un scénario climatique donné. Ces données sont indispensables si l’on veut savoir comment un glacier va répondre à une modification du climat en changeant son volume de glace, son épaisseur et sa surface. Mais déjà, d’une manière presque directe, ces valeurs de sensibilité permettent de calculer les variations de la ligne d’équilibre des glaciers pour un scénario climatique donné. La ligne d’équilibre, rappelons-le, est définie comme la limite de la zone d’accumulation et de la zone d’ablation sur un glacier. Elle est une donnée simple qui a l’avantage de fournir une image directe des conséquences d’un réchauffement climatique sur un glacier. Dès lors qu’elle se situe au-dessus du sommet d’un glacier, elle permet de prévoir sa disparition complète.

43Dans les Alpes, pour un réchauffement de 1 °C de la température annuelle, la remontée de la ligne d’équilibre estimée des glaciers varie de 100 m à 160 m suivant les glaciers et suivant les modèles. La sensibilité est moindre si l’on prend en compte un réchauffement estival seulement, puisqu’elle est estimée à 50-80 m par degré C. En Scandinavie, une étude menée sur les glaciers Nigardsbreen, Hellstugubreen et Ålfotbreen montre des valeurs de sensibilités à la température annuelle comparables à celles des Alpes, comprises entre 110 m et 135 m par degré C. Ces valeurs laissent transparaître une très forte disparité qui traduit à la fois la diversité des glaciers (exposition, albédo de surface, conditions météorologiques différentes d’un glacier à l’autre), mais aussi la faiblesse des modèles. Beaucoup de ces modèles sont en effet mal calibrés faute d’observations de terrain.

44La ligne d’équilibre est également très sensible aux précipitations hivernales. Plusieurs études ont montré pour les Alpes qu’une augmentation de 20 % à 30 % des précipitations hivernales est suffisante pour compenser un réchauffement de 1 °C. Néanmoins, suivant les scénarios climatiques définis par le GIEC, les modifications de précipitations seront inférieures à 20 % au cours du XXI^e siècle. Là encore, les disparités régionales risquent d’être importantes. En outre, les prévisions de précipitations fournies par les modèles du climat sont peu fiables, de l’avis même des modélisateurs.

45En choisissant un scénario climatique dit « modéré », situé au milieu de la fourchette d’incertitude définie par le GIEC (soit + 2 °C à + 2,5 °C à la fin du XXI^e siècle par rapport à la période 1981-2004), l’altitude de la ligne d’équilibre devrait s’élever de 300 m environ (± 100 m). Les altitudes actuelles des lignes d’équilibre des glaciers de Saint-Sorlin, d’Argentière et de Gébroulaz, dans les Alpes françaises, sont respectivement de 2 930 m, 2 850 m et 3 000 m. À la fin du XXI^e siècle, et en supposant qu’aucun changement majeur intervienne sur les précipitations, les lignes d’équilibre pourraient se situer à 3 230 m, 3 150 m, 3 300 m, respectivement. Si c’était le cas, les glaciers de Saint-Sorlin et de Gébroulaz, qui culminent vers 3 300-3 400 m, seraient condamnés à disparaître. Le glacier d’Argentière ne résisterait probablement pas non plus car les surfaces de ce glacier situées au-dessus de 3 150 m se trouvent en exposition sud et la ligne d’équilibre remontera selon toute vraisemblance au-dessus de 3 500 m en face sud, c’est-à-dire plus haut que le point culminant. Sans doute, une bonne part des petits glaciers situés au pied des faces nord pourront survivre, car ils bénéficieront de l’apport des avalanches de neige depuis les hauts sommets qui approchent les 4 000 m. La Mer de Glace, quant à elle, résistera mieux à de telles conditions climatiques du fait de la plus grande altitude de son bassin d’accumulation.

46Il reste cependant une question fondamentale : à quelle échelle de temps ce processus pourrait-il se produire ? En combien de temps les « petits glaciers » risquent-ils de disparaître ? Combien de temps faudra-il attendre pour que les plus gros glaciers se réajustent à ces nouvelles conditions en reculant, et combien de centaines de mètres laisseront-ils dans la bataille ?

47Le temps de réponse des glaciers à un changement du climat, on l’oublie parfois, peut être très long. Et ce n’est pas parce que la ligne d’équilibre aura grimpé de 300 m d’ici la fin du XXI^e siècle, si cela se produit, et qu’elle aura atteint dans les Alpes une altitude moyenne de 3 200 m ou 3 300 m, que tous les glaciers situés au-dessous de cette altitude auront disparu en 2100 et que les autres, plus élevés, auront pu atteindre un nouvel état d’équilibre avec ces nouvelles conditions climatiques.

48Le parallèle peut être établi avec les petits glaciers qui ont disparu ces dernières années dans les Alpes ou dans les Pyrénées. Beaucoup de ces glaciers défunts, dans le massif de Belledonne, au-dessus de Grenoble, en Ubaye, ou dans certains secteurs des Pyrénées83, n’étaient plus du tout en équilibre avec les conditions climatiques du XX^e siècle. Apparus pour la plupart au cours du Petit Âge Glaciaire, ils étaient condamnés à disparaître dès lors que la période favorable durant laquelle ils avaient pu se développer était révolue, car leur ligne d’équilibre était, dès le début du XX^e siècle, située durablement à une altitude supérieure à leur sommet. Ces glaciers ont mis plusieurs décennies à disparaître, c’est une sorte de mort lente... Parmi les prochains « candidats à la disparition » se trouve le glacier de Sarennes, dans les Grandes-Rousses (comme Saint-Sorlin, mais exposé sud), qui a perdu une masse considérable depuis le début du XX^e siècle et ce, presque sans discontinuité. L’espérance de vie de ce petit glacier pourrait être d’environ vingt à trente ans. En Bolivie, l’évolution récente du glacier de Chacaltaya, un glacier dominant la ville de La Paz et dont nous avons déjà parlé au chapitre 6 (p. 151), illustre bien la brièveté du sursis qui est donné à certains d’entre eux (voir encadré 19).

49Répétons que les temps de réponse des glaciers, surtout des glaciers de grande taille, peuvent être très longs et il est important d’en tenir compte avant d’établir un diagnostic sur le devenir des glaciers. Pour pouvoir établir des prévisions raisonnées, il est nécessaire d’analyser et de comprendre les questions qui ont trait à l’écoulement de ces masses de glace. Et cela complique un peu les choses…

Évolution du glacier de Chacaltaya (5 390 m, Andes boliviennes) depuis soixante-cinq ans. On note un recul modéré entre 1940 et 1982 et la forte récession manifestée au cours des dix dernières années, (photos page suivante) à tel point que ce glacier est condamné et devrait disparaître avant 2010.

La réponse dynamique des glaciers

50Les bilans de masse de surface sont le reflet immédiat des variations climatiques, via l’accumulation et l’ablation, tandis que la dynamique du glacier inclut l’épaisseur de la glace, sa vitesse d’écoulement, son extension en surface et sa longueur. Ces caractères peuvent conférer à un glacier un très long temps de réponse au climat. La réponse dynamique n’est pas directe, elle n’est pas identique pour chaque glacier et elle ne dépend pas non plus seulement du climat. Étudier la réponse d’un glacier aux changements climatiques suppose d’avoir à sa disposition un modèle d’écoulement glaciaire qui rende compte de ses variations d’épaisseur, de vitesse d’écoulement, et de surface après un gain ou une perte de masse.

Comment fonctionnent les modèles glaciologiques ?

51Sans entrer dans les détails, on peut brièvement décrire le principe d’un modèle d’écoulement (fig. 65).

52Les données d’entrée (issues des observations) alimentent le modèle et sont traitées par des séries de calculs. À la sortie du modèle, les calculs fournissent des résultats d’épaisseur, de longueur, etc. Le modèle proprement dit contient toutes les lois physiques nécessaires pour décrire le phénomène qu’on lui demande de simuler. Ces lois physiques s’expriment sous forme d’équations. En particulier, il faut disposer d’une loi de déformation qui exprime la vitesse de déformation de la glace en fonction des contraintes, d’une loi de glissement qui traduit la vitesse de glissement du glacier sur son lit rocheux, etc. Autrement dit, les équations relatives à ces lois physiques permettent de calculer tous les paramètres dits « de sortie » (variations d’épaisseur, vitesses d’écoulement, variations de longueur) à partir des données « d’entrée » du modèle, à savoir la topographie du lit rocheux et les bilans de masse de surface. Ce type de modèle calcule l’évolution des paramètres de sortie au cours du temps.

Figure 65. Schéma du principe d’un modèle d’écoulement, des données d’entrée aux résultats

53Soit par exemple une surface totalement dépourvue de glace à laquelle on impose des bilans de masse en surface constants avec le temps. Étant positifs au-dessus d’une certaine altitude (celle de la ligne d’équilibre), ces bilans permettent à la glace de s’accumuler et de former un « embryon » de glacier. Au fil des années (de la modélisation), le glacier gagne de l’épaisseur et commence à « fluer » (le « fluage » est calculé à l’aide d’une loi de déformation). Le modèle calcule alors en tous points l’épaisseur de la glace, les vitesses d’écoulement, ainsi de suite. Au départ, le glacier s’épaissit rapidement car la glace s’accumule au-dessus de l’altitude de la ligne d’équilibre, là où les bilans de masse sont positifs. Mais dès lors que le glacier commence à s’écouler vers le bas, il atteint des zones où les bilans de masse sont négatifs. Ainsi, à un certain stade, le glacier ne grossira plus car sa zone d’ablation aura atteint une taille telle que toute la glace accumulée en un an en zone d’accumulation sera égale à celle perdue en zone d’ablation. Le glacier aura alors atteint son état d’équilibre. Construire un glacier de quelques km² en imposant les bilans de masse de surface moyens du XX^e siècle exige plusieurs centaines d’années (de simulation) pour qu’un état d’équilibre soit atteint.

54Bien que les questions numériques ne soient pas faciles à résoudre, ce type de modèle ne pose guère de problème du point de vue mathématique. En fait, ces modèles se heurtent principalement à la méconnaissance des processus physiques qui se produisent à la base du glacier. Les glaciers « tempérés » (dont la glace est à la température de fusion sur toute son épaisseur) dérapent sur leur lit rocheux et ce processus est pour l’essentiel fonction de la pression d’eau à la base de la glace. Cette donnée n’est pas à la portée des modèles, car elle ne peut pas être déduite des données d’entrée que sont les bilans de masse et la topographie du lit rocheux. À l’heure actuelle, le problème est loin d’être résolu, aussi les modélisateurs s’en sortent par « une pirouette » en exprimant le dérapage en fonction de la contrainte de cisaillement, qui dépend de l’épaisseur de glace et de la pente, mais sans tenir compte des pressions d’eau à la base du glacier que l’on ne connaît pas.

55En se reportant aux résultats de ces modèles, tout laisse penser, à première vue, qu’ils reproduisent correctement la réalité. Mais dès lors qu’on les confronte à des observations précises de fluctuations d’épaisseur, de longueurs et de vitesses d’écoulement, ils laissent apparaître une forte différence entre la simulation et la réalité, celle-ci étant bien plus complexe.

Simulations sur un petit glacier alpin, Saint-Sorlin

56Des chercheurs du LGGE ont cherché à reconstituer l’évolution de ce glacier situé en France dans le massif des Grandes-Rousses pour lequel on dispose de 50 ans d’observations de bilans de masse, de variations d’épaisseur, de fluctuations de longueurs et de vitesses de surface. Il était difficile de trouver de meilleures conditions pour valider un modèle ! Les résultats montrent que les variations géométriques (épaisseur et longueur) sont bien reproduites par le modèle, mais que la dynamique (vitesse d’écoulement) ne l’est pas du tout. Pour certaines périodes, il existe une différence d’un facteur deux entre les valeurs calculées et celles observées. La recherche purement glaciologique a encore, sur ce point, de belles perspectives devant elle pour améliorer ses résultats ! Cependant, ne soyons pas pessimistes, car les simulations des fluctuations de surface relèvent pour l’essentiel d’un problème de conservation de la masse et la prise en compte de la dynamique du glacier joue un rôle de second ordre. Autrement dit, même si les processus d’écoulement du glacier sont mal appréhendés par les modèles, les résultats sur les variations de surface et de longueurs en seront peu affectés à long terme.

57Nous avons choisi de présenter ici quelques résultats des simulations d’évolution de glaciers pour divers scénarios climatiques futurs. Bien entendu, la validité des scénarios climatiques qui contraignent les modèles est essentielle, car ce sont eux qui conditionnent l’évolution des glaciers.

58Nous pouvons, dans un premier temps, envisager un scénario climatique pour le futur qui résulte de la simple extrapolation de la tendance des cinquante dernières années, sans n’y rien changer, et voir comment les glaciers se comportent. Même si cette hypothèse n’est pas celle des prévisions établies par le GIEC (voir plus haut), cette expérience permet à la fois d’apprécier l’état de « déséquilibre » des glaciers actuels et de donner une idée des temps de réponse des fluctuations de leurs longueurs.

59Le glacier de Saint-Sorlin a, en ce début du XXI^e siècle, une surface proche de 3 km² et une épaisseur maximale de 130 m (fig. 66). Les bilans de surface sont connus depuis quarante-huit ans car les observations ont commencé en 1957. Nous avons aussi une bonne idée des bilans de masse de surface depuis 1905 grâce à des reconstitutions réalisées à partir d’anciennes cartes et de photographies aériennes. En outre, la topographie du lit rocheux est connue grâce à des forages, des mesures sismiques et gravimétriques. Les données d’entrée sont donc bien contrôlées. Dans un premier temps, un modèle d’écoulement a été utilisé pour simuler l’évolution du glacier de Saint-Sorlin au cours du XX^e siècle (Le Meur et Vincent, 2003)84. Le résultat est satisfaisant, car l’évolution géométrique de la surface du glacier est bien reproduite, en particulier le recul de 900 m observé au cours du XX^e siècle. Forte de ces résultats, la simulation a été utilisée pour le futur en imposant les bilans de masse de surface des 50 dernières années (fig. 66). Le glacier continue sa régression, puis atteint un état d’équilibre, mais après 200 ans de simulation ! Cela veut dire qu’il faut attendre deux siècles pour que le glacier atteigne une surface et un volume qui témoignent d’un équilibre avec les conditions climatiques imposées, celles de 1957-2000. Cela illustre bien le temps que peuvent prendre les réajustements aux conditions autres que celles de l’état initial. Ce relatif optimisme est à nuancer quelque peu, car la courbe de diminution du volume est asymptotique et au bout de 150 ans « seulement », la perte du glacier a déjà été de 90 % ! Pendant tout ce temps, le glacier a diminué sa longueur de 700 m.

60Si, pour cette simulation, nous avions pris les bilans de surface moyens du XX^e siècle, en supposant des conditions climatiques constantes et équivalentes aux moyennes de ce siècle, les résultats eussent été très semblables, car les bilans moyens des 50 dernières années sont, dans les Alpes85, proches de ceux des cent ans écoulés. Ces moyennes masquent, bien entendu, la très forte variabilité du climat car, nous l’avons vu dans les chapitres précédents, le climat a fortement varié dans les Alpes au cours du XX^e siècle à l’échelle décennale. Si pour simuler l’évolution de ce même glacier dans le futur, nous imposons cette fois les bilans de masse observés au cours des 22 dernières années (1982-2004), le glacier voit alors sa surface se réduire de façon considérable : il recule de près de 1,5 km (fig. 66).

Figure 66. Photo aérienne du glacier de Saint-Sorlin en 2000. En vert, les limites de 1850 ; en rouge, celles de 2000. En amont, les emplacements des fronts simulés avec le climat de 1950-2000 et celui de 1982-2004

61Il est alors possible de simuler l’avenir de ce glacier en partant des conditions climatiques prévues par les modèles de climat du futur. Ces prévisions ressortent d’une compilation de travaux validés par le GIEC (fig. 60, p. 226). Elles n’en restent pas moins bâties sur des hypothèses et entachées de larges incertitudes. Dans l’expérience suivante menée au LGGE à Grenoble, le scénario climatique privilégié a été d’un niveau « modéré » : il prévoit que le réchauffement dans les Alpes sera de + 2,0 °C à + 2,5 °C par rapport à la moyenne des années 1981-2004 d’ici la fin du XXI^e siècle. Puisque les températures de la période 1981-2004 ont été déjà nettement au-dessus des moyennes des 50 dernières années (environ + 0,7 °C dans les Alpes), ce scénario laisse entendre que les températures seront d’ici 2100 supérieures de 2,7 °C à 3,2 °C à la moyenne de la période écoulée86.

62La figure 67 présente le résultat des simulations de Saint-Sorlin avec ce scénario, issues des travaux de Gerbaux et al. (2005)87. Si de telles conditions prévalaient, il ne resterait de ce glacier au milieu du XXI^e siècle qu’une petite surface. Contre toute attente, la glace résiduelle se situerait non pas sur les pentes sommitales du Pic de l’Étendard, à 3 463 m, mais dans une combe s’étendant plus bas vers 2 900 m. Cet emplacement désigné par le modèle s’explique par les faibles épaisseurs de glace rencontrées sur les pentes proches du sommet et par des bilans de surface plus faibles à cet endroit en raison d’une accumulation de neige moins importante. Dans ce même scénario, vers la fin du XXI^e siècle, le glacier aura complètement disparu.

63Peut-on généraliser les simulations réalisées dans les Alpes à d’autres régions du monde ?

Comment réagiront les autres glaciers du monde ?

64Il est difficile d’avoir une vision globale du futur des glaciers dans toutes les régions du monde tant les situations sont contrastées. Il y a une dizaine d’années, une étude réalisée par le groupe de chercheurs européens du programme « Eismint » a permis de simuler les fluctuations de douze glaciers à travers le monde au cours du XXI^e siècle. En fait, la situation géographique des glaciers concernés par l’étude est loin de fournir un échantillon représentatif de l’ensemble des surfaces englacées de la planète, car six d’entre eux se trouvent dans les Alpes, deux en Scandinavie, deux en Islande, un en Nouvelle-Zélande et un en Antarctique. Ces chercheurs ont d’abord calibré leur modèle en comparant leurs résultats. Comme pour le glacier de Saint-Sorlin, le premier test a consisté à faire des simulations avec un climat constant, équivalent à celui de la période 1961-1990. Soulignons cependant que très peu de glaciers présentent des séries d’observations aussi continues et aussi denses que celles de Saint-Sorlin. En effet, à l’exception des glaciers alpins et scandinaves, les mesures des bilans de masse des glaciers échantillonnés ne dépassent pas dix ans. En outre, sur la plupart, les épaisseurs ne sont pas connues, ou le sont seulement sur une petite partie des glaciers. Il est par conséquent beaucoup plus difficile de valider les modèles. Tous ces modèles (sauf King George Island KGI,) sont des modèles dits « 1D » (à une dimension), et font des calculs sur une ligne d’écoulement, c’est-à-dire sur un profil longitudinal et non sur toute la surface.

Figure 67. Résultats d’une simulation de l’évolution du glacier de Saint-Sorlin réalisée selon un scénario climatique prévoyant une hausse de 2,0 °C/2,5 °C d’ici la fin du XXI^e siècle. De gauche à droite et de haut en bas, formes du glacier prévues en 2000, 2030, 2060 et 2092

65Les résultats de ces simulations sont reportés sur la figure 68. Avec le scénario tablant sur un climat constant, équivalent à celui de la période 1961-1990, la plupart des glaciers subissent un retrait au cours des prochaines décennies. On remarque aussi qu’en 2100, beaucoup de ces glaciers n’auront pas atteint leur état d’équilibre et continueront à régresser. Au contraire, trois de ces glaciers (le Franz-Josef en Nouvelle-Zélande, le Unter Grindelwald en Suisse et le Nigardsbreen en Norvège) verront leur fronts avancer de façon significative dans les prochaines décennies. Pour le glacier scandinave et le glacier néo-zélandais, ce n’est pas très surprenant puisque leurs bilans sur la période de référence (1961-1990) étaient positifs. Pour le Unter Grindelwald, les résultats de la modélisation sont suspects et montrent probablement les limites de ce genre de modélisation avec des données de base presque inexistantes (bilans de masse et épaisseurs de glace non connus).

Figure 68. Évolution observée de la longueur de quelques glaciers du monde depuis les XVI^e -XIX^e siècles et projection pour le XXI^e siècle. Le modèle utilisé pour cette projection prend en compte les conditions climatiques de 1961-1990 et les maintient constantes. Franz-Josef (Nouvelle-Zélande) ; Argentière, Arolla, Hintereisferner, Pasterze, Rhône, Grindelwald (Alpes) ; Nigardsbreen (Norvège) ; Storglaciären (Suède)

66Enfin, comme pour le glacier de Saint-Sorlin, des simulations ont été faites pour ces douze glaciers en prenant différents scénarios des modèles de climat. La figure 69 présente les résultats de ces simulations avec une température en évolution constante de + 0,02 °C par an, soit une hausse totale de + 2 °C pour 2100, mais sans changement dans les précipitations. Les résultats reportés sur cette figure sont exprimés en pourcentages de glace restante par rapport aux volumes initiaux de 1990. Dans cette hypothèse, le glacier d’Arolla, dans le Valais, dont la zone d’accumulation n’est pas très élevée, aura quasiment disparu, tandis que le Nigardsbreen (Norvège), qui s’est distingué par ses fortes avancées de la fin du XX^e siècle, diminuerait rapidement et serait également très réduit à la fin du XXI^e siècle. Le changement de comportement rapide de ce glacier s’explique par la répartition des surfaces selon l’altitude : sa zone d’accumulation est très vaste mais située sur un plateau faiblement incliné, aussi, le climat se réchauffant, la ligne d’équilibre dépasserait le niveau du plateau et le glacier se trouverait alors dépourvu de zone d’alimentation, ce qui contraindrait son volume à se réduire très rapidement. Le Franz-Josef, en Nouvelle-Zélande, qui a connu une belle embellie à la fin du XX^e siècle, « souffrirait » aussi avec un tel scénario climatique, mais dans de plus faibles proportions : sa surface est comparable au Nigardsbreen, mais sa pente plus forte et son extension en hauteur plus importante vaudraient à sa zone d’accumulation d’être moins touchée que celle du Nigardsbreen.

67D’autres expériences ont été menées par ce même groupe de chercheurs pour évaluer l’impact d’un changement dans les précipitations. La question posée était de savoir si les variations dans l’accumulation de neige pourraient compenser les pertes de masse dues à l’ablation. Les simulations montrent que pour compenser le surplus d’ablation lié à un réchauffement de 1 °C, il faudrait que les précipitations augmentent de 30 % à 40 %. Ce résultat est tout à fait comparable à ce que nous avons obtenu pour les glaciers des Alpes : 25 % à 30 % de précipitations hivernales en plus sont nécessaires pour compenser une élévation de la température estivale de 1 °C. Des hausses de précipitations de 25 % à l’échelle régionale et sur plusieurs décennies ne sont a priori pas impossibles. En revanche, une hausse des précipitations pouvant compenser une augmentation des températures de 2 °C est hautement improbable.

Figure 69. Résultats des simulations EISMINT réalisées avec un taux de réchauffement de 0,02 K par an à partir de 1990 pour les glaciers présentés dans la figure précédente, auxquels ont été rajoutés Blöndujökull, Illvidrajökull (Islande) et KGI Ice cap (Antarctique). Les courbes donnent l’évolution des volumes des glaciers normalisés par rapport à ceux de 1990

68Soulignons une fois de plus que cet échantillonnage est réduit et ne prend pas en compte, loin de là, la diversité des glaciers existants dans le monde. Par exemple, aucun glacier d’Alaska, d’Himalaya ou de Patagonie n’y figure. Pourtant, les résultats des simulations donnés par la figure 69 mettent déjà en évidence des différences significatives entre les divers glaciers.

69De cette analyse incomplète, mais intéressante, nous tirerons les conclusions suivantes.

Glaciers de l’Arctique canadien

70Ils sont situés dans des climats secs et froids, avec des précipitations annuelles en valeurs en eau comprises entre 0,2 m et 0,6 m. Les températures moyennes estivales sont négatives (0 °C à - 2 °C) à l’altitude des lignes d’équilibres, celles-ci se plaçant entre 400 m et 1 300 m au-dessus du niveau de la mer. La sensibilité de leur bilan de masse annuel à la température est d’environ 0,3 m d’eau par degré C en zone d’ablation, et de 0,1 m d’eau par degré C en zone d’accumulation. Leur réponse attendue aux changements climatiques est relativement faible, et ces glaciers sont donc à même de résister plus efficacement à un réchauffement que les glaciers maritimes.

Glaciers océaniques

71À l’inverse, les glaciers soumis à de fortes influences océaniques reçoivent des précipitations annuelles de 2 à 5 m d’eau et leur température moyenne d’été à l’altitude des lignes d’équilibre est plus élevée (+3 à +7 °C). Ces dernières se situent entre 1 200 m et 1 800 m d’altitude. La sensibilité de leur bilan de masse annuel à la température est d’environ 1 m à 1,5 m d’eau par degré C en zone d’ablation, et de 0,5 m d’eau par degré C en zone d’accumulation. Ces glaciers sont donc très sensibles aux changements climatiques. En conséquence, seuls ceux qui sont pourvus d’une zone d’accumulation très élevée pourront résister à un fort réchauffement. Les masses glaciaires situées près des côtes norvégiennes, par exemple, ne sont pas assez élevées pour pouvoir subsister très longtemps dans de telles conditions climatiques.

Glaciers des Alpes ou relevant de la même catégorie

72Dans les massifs alpins, les précipitations annuelles atteignent 1 à 2 m d’eau et les températures estivales sont de 1,5 °C à 3 °C à l’altitude de la ligne d’équilibre (2 900 m environ). Les glaciers sont très sensibles aux variations de températures, avec une sensibilité des bilans de masse variant entre 0,4 m et 0,7 m d’eau par degré C en moyenne. Cette valeur est intermédiaire entre celle des glaciers de l’Arctique canadien et celle des glaciers norvégiens ou néo-zélandais.

73Selon ces études de sensibilité, nous le voyons, les réponses des glaciers au réchauffement en cours peuvent être très différentes d’une région à l’autre. Bien que ces simulations soient encore entachées de grandes incertitudes, notamment à cause de l’absence de longues séries d’observations (ce qui exclut une bonne validation des modèles), elles permettent d’évaluer la réponse attendue des glaciers au changement climatique en cours. Ce faisant, la question de l’impact des fluctuations glaciaires sur notre environnement peut être également abordée.

74Pour terminer, penchons-nous sur cet aspect, en nous concentrant sur deux conséquences majeures que pourrait avoir un retrait important des glaces au cours de ce siècle : l’élévation du niveau des mers et l’impact sur les ressources en eau.