Élévation du niveau des mers

1Rappelons que sur notre planète des centaines de millions d’individus, dont ceux qui habitent les plus grandes métropoles, vivent à moins de 10 m au-dessus du niveau de la mer ! Ce niveau marin a beaucoup varié dans le passé car, à l’apogée de la dernière glaciation, il y a 20 000 ans environ, il était 120 m plus bas que l’actuel. À cette époque, une partie de l’eau de l’océan était stockée sur les continents dans d’épaisses calottes glaciaires situées au nord de l’Amérique et de l’Europe. Les glaciers alpins, himalayens et bien d’autres étaient aussi beaucoup plus vastes. Dès lors que les grandes calottes et d’autres glaciers ont disparu ou ont fortement reculé, le niveau des océans a monté, au début à un rythme rapide, de l’ordre de 5 mm/an. Puis, il y a 6 000 ans, ce taux a chuté, passant à 0,5 mm/an, puis à 0,1-0,2 mm/an en moyenne au cours des 2 000 dernières années. Qu’en est-il aujourd’hui ? Que pourrait-il se passer demain ? Quelle est la contribution des glaciers à cette hausse ?

Des mesures difficiles

2En apparence facile à réaliser à l’aide de marégraphes, la mesure du niveau des océans est chose délicate quand on recherche la précision. D’abord les marégraphes sont assez récents, le plus ancien date du début du XVIII^e siècle, et la plupart des séries ne dépassent pas la centaine d’années. En outre, ces appareils ne sont pas bien répartis sur la planète, on ne dispose de séries longues que pour l’Europe et l’Amérique du Nord. Surtout, les marégraphes n’enregistrent pas seulement la variation du niveau marin, mais bien d’autres choses : des artefacts de mesure, lorsque ces appareils sont mal calibrés, mais aussi d’autres paramètres que le seul niveau de la mer lorsque la croûte terrestre varie d’altitude sur les sites où ils sont installés ! Ainsi, les marégraphes en Alaska, au Japon ou en Inde sont difficiles à utiliser directement à cause des mouvements verticaux dus à la déformation de la croûte terrestre ou à l’activité sismique.

3Cependant, les phénomènes les plus perturbateurs sont les mouvements verticaux de la croûte terrestre liés au délestage du poids des vastes calottes glaciaires. À la suite de la disparition de ces grandes masses de glace à la fin de la dernière glaciation, il y a environ 15 000 à 10 000 ans, la croûte terrestre, qui s’était affaissée sous leur poids quand elles étaient à leur maximum, s’est soulevée de nouveau. Ce rebond isostatique est loin d’être terminé, car il s’agit d’un phénomène à forte inertie. Par exemple, le golfe de Bothnie, entre la Suède et la Finlande, soulagé du poids de la glace qui atteignait là son maximum d’épaisseur (2 500 m environ), continue à se soulever de 1 cm/an, cela plus de 10 000 ans après la disparition de la calotte fennoscandienne. De ce fait, les marégraphes installés sur les côtes suédoises subissent le même mouvement, et si l’on se fiait à leurs mesures, on pourrait penser que le niveau de la mer baisse ! De même, autour des calottes de Patagonie, autrefois bien plus vastes, le soulèvement isostatique est estimé actuellement à 1-2 cm/an selon les endroits.

4Les calculs nécessaires pour intégrer ces mouvements de rééquilibrage de l’écorce terrestre sont difficiles, cependant on estime que l’élévation du niveau marin au cours du XX^e siècle a été comprise entre 10 cm et 20 cm, ce qui donne une moyenne annuelle de 1,5 mm.

D’où provient cette élévation ?

5Les variations du niveau marin sont issues pour l’essentiel : 1) de la dilatation de l’océan sous l’effet de la montée de la température des eaux de surface ; 2) du stockage de l’eau sur les continents (hors glaciers), dans les lacs, l’hydrologie de surface et les réserves souterraines, dont le pergélisol ; 3) des volumes d’eau contenus dans les calottes polaires et les glaciers de montagne. Rappelons ici que la banquise est en équilibre avec le niveau marin et que sa fonte ne saurait affecter celui-ci d’aucune façon.

6Plusieurs questions se posent, dont deux cruciales pour nous : quelle part de cette élévation des océans doit-on à l’expansion thermique, quelle est celle qui provient de la fonte des glaciers ?

7Passons sur le rôle des eaux continentales, en dehors de celui des glaces de surface, qui est très mal connu et faible selon toute probabilité. En revanche, l’expansion thermique de l’océan a contribué pour 0,3 à 0,7mm/an à cette élévation au cours du XX^e siècle. L’apport des glaciers de montagne et des petites calottes (donc sans le Groenland et l’Antarctique), est estimé à 0,2-0,4mm/an. La grande incertitude, disons-le, tient aux variations des calottes de l’Antarctique et du Groenland. L’influence du climat actuel sur ces grandes masses de glace paraît faible, et la plus grande partie de leurs variations actuelles traduirait les conséquences de la déglaciation entamée il y a 15 000-18 000ans. D’après des résultats obtenus par la modélisation, la contribution de l’Antarctique au niveau des mers serait de 0,1 à 0,5mm/an à l’échelle des 500dernières années. Malgré cela, il semblerait que l’accumulation à la surface du continent ait augmenté au cours du XX^e siècle. Cela dit, les incertitudes dans ces estimations sont grandes, comme nous l’avons mentionné au chapitre 9. La contribution du Groenland aurait été pratiquement nulle au cours des 500 dernières années, cette masse de glace étant, semble-t-il, proche d’un état d’équilibre sur cette longue période. Cependant, les mesures récentes, que nous avons brièvement évoquées, indiquent à la périphérie de cet inlandsis un amincissement significatif au cours de la dernière décennie du XX^e siècle, lequel serait équivalent à une hausse du niveau marin de 0,1mm/an.

8Au cours des dernières décennies, il est donc probable que le niveau des mers se soit élevé plus rapidement du fait de la fonte des glaciers de montagne que de celle des grandes masses de glace polaires. Même si leurs volumes sont beaucoup plus modestes que ceux des calottes polaires (voir tabl. 6, p. 196), ces glaciers sont beaucoup plus sensibles aux variations climatiques et ont montré récemment des variations de forte amplitude. Ainsi, des chercheurs américains ont calculé que la fonte des glaciers d’Alaska avait contribué au niveau des mers pour 0,14 mm/an au cours des cinquante dernières années (voir chap. 6, p. 119). Comme, en outre, elle semble avoir augmenté dans de très fortes proportions tout récemment, cette contribution aurait été la plus importante de celles des glaciers de montagne au niveau des océans au cours de la dernière décennie du XX^e siècle (0,27mm/an). D’autres glaciologues américains et chiliens ont estimé, sur la base de mesures (voir chap. 6, p. 127), qu’il fallait aussi attendre une contribution notable des calottes et des glaciers de Patagonie : sur les trente dernières années, le taux d’élévation du niveau de la mer dû à la fonte de cette partie du monde serait de 0,04 mm/an, un chiffre qui pourrait avoir plus que doublé au cours de la période 1995-2000, passant à 0,10 mm/an.

9Aujourd’hui, les mesures satellitaires sont d’une grande utilité car elles permettent de mesurer les variations du niveau des mers avec une précision remarquable et sur d’immenses surfaces océaniques. Par exemple, les satellites de la série Topex-Poseidon, puis Jason-1, ont mesuré de janvier 1993 à décembre 2004 une vitesse d’élévation du niveau marin de 2,75 ± 0,10 mm/an. En prenant en compte l’effet – non négligeable – de - 0,3 mm/an dû au rebond postglaciaire, cela donne une hausse de 3 mm/an pour les douze dernières années (Cazenave, 200588). La période est courte, mais les résultats sont là, et l’on ne peut pas exclure que la hausse du niveau des océans se soit accélérée au cours de la dernière décennie. D’autres mesures à venir vont nous informer de façon permanente de la poursuite ou non de cette tendance.

Quelle évolution pour le niveau des mers au XXI^e siècle ?

10Avant de tenter de répondre à cette question, il est bon de rappeler les « forces en présence », c’est-à-dire les masses de glace continentales en jeu (tabl. 7) :

11En dehors des grandes calottes polaires, les glaciers et petites calottes représentent donc une toute petite fraction des masses de glace sur notre planète. Pour comparaison, les glaciers de l’ensemble des Alpes couvrent une surface proche de 2 300 km² et ont un volume total de l’ordre de 100 km³. S’ils fondaient totalement, le niveau des mers ne s’élèverait que de 0,3 mm !

12D’ici la fin du XXI^e siècle, les modèles fondés sur un scénario climatique dit « modéré » (voir chap. 10) prévoient une élévation du niveau des mers de 30 cm à 40cm environ89 : dans cette estimation, 29 cm proviendraient de l’expansion thermique des océans, 5 cm résulteraient de la fonte des glaciers de montagne et des petites calottes, 2 cm du Groenland. Les données actuelles concernant l’Antarctique montrent qu’il n’est pas impossible que sa contribution soit négative de 7 cm, ce qui suppose que ce continent puisse gagner de la masse au cours de ce siècle en en « pompant » à l’océan.

13Mais prudence avec ces estimations, car aux incertitudes découlant des modèles, s’ajoutent celles attachées aux scénarios climatiques envisagés. Il faudra encore beaucoup de travail pour améliorer ces prévisions, mais l’enjeu représenté par la hausse du niveau des mers pour l’avenir de notre planète est tel que la question continuera sans nul doute à concentrer l’attention de nombreuses équipes engagées dans les domaines de l’océanographie physique et de la glaciologie.

Impacts du recul glaciaire sur l’hydrologie des bassins de montagne

14Avant d’aborder l’impact du recul glaciaire, évoquons de façon succincte celui qu’aurait une réduction du manteau neigeux sur les écoulements de surface. On estime qu’environ 1/6 de la population mondiale dépend de la fonte de la neige ou de la glace pour l’eau potable ou pour l’irrigation ou l’hydroélectricité. Dans les régions concernées, les régimes hydrologiques sont dominés par la fonte des neiges et les possibilités de stockage de l’eau sont insuffisantes pour « tamponner » l’effet d’une baisse de ces apports sur la répartition saisonnière des débits90. Les territoires concernés incluent, outre les grands systèmes montagneux situés en dehors des tropiques (Himalaya, Hindu Kush, Caucase, Tibet, Tien Shan, Andes au sud du parallèle 25 °S et Rocheuses au nord de 40° N), la plupart des régions d’Amérique du Nord et d’Eurasie (hors Europe occidentale) au nord du parallèle 45° N situées à basse altitude.

Retrait glaciaire et hydrologie : des conséquences inégales selon les régions

15Réservoirs stockant de l’eau douce et la libérant peu à peu dans les bassins versants qu’ils alimentent, les glaciers constituent un régulateur de l’hydrologie à l’échelle locale et régionale. Dans beaucoup de régions, ils fondent en été quand on a besoin d’eau, et ils stockent en hiver quand les pluies ou la fonte du manteau neigeux sont là pour entretenir les écoulements de surface ou les nappes souterraines. Plus les contrastes entre les saisons sont forts, et plus l’irrégularité interannuelle des pluies augmente, plus les glaciers excellent dans leur fonction régulatrice au bénéfice des périmètres irrigués, de l’alimentation en eau des villes et de la génération hydroélectrique. Par exemple, la contribution des glaciers à la rivière Las Cuevas, qui alimente le bassin de Mendoza dans les Andes argentines, atteint 70 % à 90 % du total annuel des débits. En Asie, selon Dyurgerov (2005), glaciologue à Boulder (Colorado), les glaciers apportent aux fleuves Amu Darya, Syr Darya et Ily 5 % à 40 % de leur débit annuel au niveau des basses vallées, avec un taux pouvant atteindre 70 % dans les hautes vallées. Cette contribution est encore plus importante au cours de la saison estivale.

16Au chapitre 9, il est apparu que la réduction de l’enneigement sous les moyennes et hautes latitudes était un processus entamé depuis une trentaine d’années, mais l’impact sur les écoulements était encore relativement faible. Aussi son étude est-elle en général abordée via les scénarios de réchauffement prévus par les modèles du climat à l’horizon des 50-100 prochaines années. Voyons quelques régions où a été mené ce genre de simulation.

L’ouest des États-Unis

17Des chercheurs ont montré qu’avec une hausse des températures de 0,8-1,7 °C par rapport aux actuelles, et sans changements dans les précipitations, l’ouest des États-Unis connaîtrait en 2050 son pic de crue printanière un mois avant la date à laquelle il se produit de nos jours, cela parce que les averses pluvieuses seront plus fréquentes en hiver et que la fonte du manteau sera plus précoce au printemps. Sans capacité de stockage suffisante pour ces écoulements, la région n’en profitera pas, et ces eaux iront se perdre directement dans l’océan.

Grands bassins nivo-glaciaires d’Europe occidentale

18En Europe, un grand réseau hydrographique comme celui du Rhin, dont une partie notable se trouve en montagne, présente également une forte sensibilité à la hausse des températures. Les simulations établies sur une hausse de +1 °C à +2,4 °C d’ici 2050 par des chercheurs dans le cadre de la Commission internationale de l’hydrologie du bassin du Rhin en 2001 montrent que ce bassin aura alors évolué du régime nivo-pluvial actuel, combinant les apports des averses pluvieuses et de la fonte des neiges, vers un régime nettement pluvial. Les débits d’hiver augmenteront tandis que les débits d’été diminueront, en raison d’un stock de neige d’hiver réduit et d’une augmentation de l’évapotranspiration. Une telle évolution affecterait les conditions de navigation, l’usage de l’eau par l’industrie et par les zones urbaines, tandis que les inondations seraient plus fréquentes pendant l’hiver.

19La contribution des glaciers au débit des torrents est très variable en fonction des bassins versants. On admet généralement que le régime d’un cours d’eau est de type glaciaire ou glacionival si les glaciers couvrent 15 % à 25 % de la surface de son bassin versant. Ainsi, les débits du torrent de l’Arve à Chamonix (bassin de 205 km², pour une surface englacée de 75 km² environ) sont en moyenne de 11 m³ /s sur l’ensemble de l’année, mais culminent à 30 m³/s aux mois de juillet et d’août. À cette époque de l’année, plus de la moitié des apports proviendrait de la fonte glaciaire, en complément de la fonte des versants encore enneigés et du ruissellement provoqué par les orages.

20Un exemple d’une toute autre échelle est celui du Rhône à l’amont du lac de Genève (bassin de 7 990 km², avec près de 10 % de surface englacée). Il présente un régime nivo-glaciaire (débit voisin de 180 m³/s), avec une pointe d’environ 300 m³/s au mois de juin, caractéristique du pic de fonte nivale. Après la confluence avec l’Ain (11 000 km²), le régime du Rhône devient nivopluvial, avec une composante glaciaire alors très marginale.

21Dans les Alpes du Sud, le débit moyen annuel de la Durance en amont du lac de Serre-Ponçon (3 600 km²) s’élève à 81 m³/s, avec un maximum en juin, au pic de la fonte nivale, de 230 m³/s, qui retombe ensuite en août autour de 60 m³/s. À ce moment de l’année, en juillet-août, la part de la contribution glaciaire est maximale, mais elle reste limitée à quelques pour cents des débits (Emmanuel Paquet, EDF, comm. pers.).

22Ainsi, la diminution des surfaces glaciaires affecterait peu les écoulements estivaux à l’aval des grands systèmes fluviaux alpins, car la contribution des glaciers y devient négligeable au sortir de la montagne : le régime du Rhône, nous l’avons vu, n’est influencé de façon significative par les glaciers que jusqu’au lac Léman, tandis que l’apport des glaciers dans les Hautes-Alpes françaises au niveau de la retenue de Serre-Ponçon est déjà très modeste.

Le château d’eau himalayen

23Dans certaines régions très peuplées et très dépendantes des eaux de fonte de glaciers, le niveau des étiages de saison sèche risque de poser problème. C’est le cas dans l’Himalaya et dans l’Hindu Kush où, selon Singh et Bengtsson91, la contribution des eaux de fonte des glaciers au débit des grandes rivières himalayennes au sortir de la montagne serait de l’ordre de 50 %-60 % pendant l’été. Cependant, les pluies de mousson compliquent un peu les choses, car elles se produisent aussi en été (de juin à septembre), et davantage dans l’est que dans l’ouest de la chaîne. Les modèles suggèrent à la fois une crue printanière d’un mois plus précoce et une augmentation des débits liés à la fonte des glaciers, laquelle atteindrait 33 %-38 % dans les prochaines décennies. En revanche, après cette période de « bombance », le déficit d’eau s’installerait en quelques décennies seulement. En raison des populations très denses bénéficiant des eaux glaciaires dans ces régions (plus d’un milliard d’individus), il est certain que l’impact de la baisse des réserves glaciaires aura des conséquences importantes, davantage que partout ailleurs.

L’intérieur des massifs est plus dépendant de l’eau de fonte des glaciers

24Pour les rivières situées à proximité, nul doute que la fonte des glaciers ne relayera pas autant qu’aujourd’hui les écoulements de fonte de neige à la fin du printemps et que les étiages d’été seront plus longs et plus marqués, au détriment des systèmes de stockage artificiel des eaux comme les barrages. Or, dans un monde plus chaud, les besoins en eau croîtront pendant l’été.

25Dans les Alpes, l’apport glaciaire joue un rôle important pour l’énergie hydroélectrique. En Suisse, un grand nombre de glaciers font l’objet de captages afin d’acheminer l’eau, au moyen de galeries souterraines le plus souvent, dans des retenues. La fonte printanière et estivale remplit les barrages, qui peuvent ensuite fournir de l’énergie lors des périodes de pointe de la consommation d’électricité en hiver. Par exemple, 95 % des 500 millions de m³ d’eau collectés par la Grande Dixence, société hydroélectrique suisse opérant dans le Valais, proviennent des fontes printanières et estivales de la neige et de la glace. Les centrales hydrauliques fournissent 60 % de l’électricité en Suisse et on estime que la neige et les glaciers contribuent pour près de 30 % à cette production.

26En Norvège, plus de 95 % de l’électricité provient des barrages, qui sont en bonne partie alimentés par la fonte de la neige et des glaces. C’est l’une des raisons pour lesquelles les glaciers norvégiens sont si bien surveillés, en témoignent les nombreuses données les concernant que nous avons utilisées dans cet ouvrage à plusieurs reprises.

27Dans les Andes, entre Santiago, Mendoza (33 °S) et Quito (Équateur), il n’est pas de grande ville qui n’aille chercher une partie de ses eaux au pied des glaciers : La Paz, Lima, Huaraz, Riobamba, Quito, en sont des exemples. La nécessité d’anticiper le futur de cette ressource a joué un rôle important dans la mise en place par l’IRD et ses partenaires d’un réseau d’observation des glaciers dans les Andes centrales, les sociétés et communautés qui font usage de cette eau voyant d’un bon œil l’attention portée aux glaciers et n’hésitant pas à appuyer ces programmes de recherche. Pour donner un exemple combinant recherche pure et recherche appliquée pour le développement, voyons le cas de la Cordillère Blanche au Pérou.

Un cas d’étude : la Cordillère Blanche au Pérou (9 ° S)

28Superbe massif, le plus englacé des tropiques puisqu’il renferme, avec les massifs voisins de Huayhuash et du Raura, le quart des glaciers de toute la zone intertropicale, exemplaire par ses pics acérés bordés de corniches neigeuses et couverts d’ice flutes d’une impressionnante beauté, la Cordillère Blanche alimente une rivière puissante, le Santa, qui rejoint le Pacifique en donnant vie à l’un des déserts les plus arides de la planète. Au sortir de gorges encaissées se déploie entre la montagne et la côte un vaste éventail de verdure dont les limites à couper au couteau matérialisent le parcours de l’eau depuis le Santa vers le désert via un réseau complexe de grands canaux d’irrigation. Sans cette eau, cette bande côtière du Pérou ne serait qu’un amas de dunes et de « pampas » caillouteuses pelées. La Cordillère Blanche est constituée hydrologiquement par un grand nombre de petits bassins dont les surfaces englacées sont très variables, les plus grandes pouvant constituer et dépasser 50 % de la surface de ces bassins, les autres présentant tous les cas de figure entre cette valeur et l’absence totale de glaciers. Mais cet englacement diminue : entre 1970 et 1997, selon les inventaires établis par des institutions péruviennes, la superficie glaciaire de la Cordillère Blanche serait passée de 723 km² à 611 km², soit une perte de superficies englacées proche de 15 % en un peu moins de trente ans. Le manteau neigeux, comme dans toutes les chaînes tropicales, joue un rôle discret dans l’hydrologie car, là où il se forme en dehors des glaciers, il fond en quelques heures ou en quelques jours tout au plus : l’écoulement venant des hauts bassins est donc très largement dominé par la fonte des glaces. Comment faire pour estimer l’évolution de cette ressource en eau si le recul glaciaire se poursuivait, voire s’amplifiait dans le futur ?

29Dans une étude récente, B. Pouyaud, de l’IRD, et ses collaborateurs andins92 ont abordé le problème à partir de l’information recueillie sur les débits de divers bassins versants depuis une cinquantaine d’années. En comparant ce que reçoivent les bassins par les précipitations – une lame d’eau annuelle comprise entre 600 mm et 1 100 mm selon les lieux – et ce qui coule effectivement dans les rivières, ils ont noté un excédent d’autant plus élevé que les surfaces glaciaires (le taux d’englacement, plus exactement) sont importantes. Ce surplus d’écoulement traduit le déséquilibre actuel des glaciers : leur bilan étant négatif, surtout depuis 1976 (voir chap. 6, p. 150), ils libèrent leurs réserves, en particulier les années où les précipitations sont déficitaires et les températures élevées93. La température atmosphérique intègre bien les échanges d’énergie entre l’atmosphère et le glacier, car elle apparaît très étroitement corrélée à la fonte, donc aux débits, surtout sur des pas de temps mensuels et plus longs. Aussi, simuler une élévation de température en fonction du temps permet d’estimer les débits futurs et de voir comment ils évolueront avec des glaciers de plus en plus réduits. Les températures sont les variables de sortie de modèles climatiques dimensionnés à l’échelle de la région, et le scénario retenu pour cette étude est très modéré, puisqu’il table sur une hausse de 1 °C par siècle, valeur proche du réchauffement constaté dans cette région des Andes au cours des 30 dernières années ! Les précipitations, quant à elles, sont maintenues constantes dans le futur, ce qui est réaliste compte tenu de l’absence de tendance constatée sur les pluies au cours des dernières décennies et faute de prévisions plus vraisemblables.

30Les résultats montrent que la diminution des surfaces englacées dans l’avenir tend à généraliser le régime pluvio-nival aux dépens du régime nivo-glaciaire actuel, c’est-à-dire que les débits se conforment de plus en plus au régime des précipitations. Ce dernier oppose une saison des pluies, d’octobre à avril, qui recueille plus de 70 % des totaux annuels, et une saison sèche de cinq mois. Mais ce passage admet une phase de transition dont les caractéristiques (durée, diminution des débits) dépendent de la taille des bassins versants et des taux d’englacement actuels. Les petits bassins versants fortement englacés (moins de 10 km², 50 %-80 % de glaciers dans l’échantillon étudié) vont maintenir un écoulement nettement excédentaire au cours des 20-40 prochaines années, puis leur débit amorcera une diminution rapide, surtout, on s’en doute, dès lors que leurs glaciers sont situés à moins de 5 500 m et sont déjà très déséquilibrés par rapport au climat actuel. Les grands bassins (50-90 km²) au taux d’englacement plus faible et diffus, mais comprenant de grands massifs glaciaires, ont une hystérésis un peu plus longue : il leur faut une cinquantaine d’années pour amorcer une baisse d’écoule ment, mais surtout, le remplacement du régime nivo-glaciaire par le régime pluvio-nival y est plus progressif. On calcule, toujours avec cette hausse très (trop ?) modérée de température de 1 °C par siècle, que l’influence des glaciers devient tout à fait négligeable après un siècle et demi-deux siècles. Bien entendu, ce scénario conservateur peut être réajusté à une hausse des températures plus rapide, conforme à celle que proposent la majorité des modèles (voir chap. 10, p. 226), auquel cas la transition du régime nivo-glaciaire au nivo-pluvial est plus rapide et intervient au cours du XXI^e siècle.

31Ce qui est certain, c’est que le retrait des glaciers engendrera dans un premier temps une hausse des débits dans les hauts bassins glaciaires, ce qui augmentera un temps la ressource. Nous en sommes à ce stade dans les bassins dont le taux d’englacement est élevé. Mais le déstockage de l’eau des glaciers se faisant aux dépens de volumes de plus en plus réduits, passé un seuil, le régime deviendra de plus en plus nivo-pluvial et se calquera sur la variabilité des précipitations : les étiages seront de plus en plus creux pendant les saisons sèches et les déficits croîtront les années sèches.

32Les conséquences d’une telle évolution, dont l’échéance dépendra du rythme du réchauffement climatique, pourraient être sensibles d’ici quelques décennies dans certaines régions comme les Andes tropicales, l’Asie centrale et l’Himalaya. La baisse de la ressource d’origine glaciaire s’ajoutera aux problèmes qu’affrontent actuellement ces régions et qui sont plutôt dus à la hausse vertigineuse de la demande d’eau en provenance des centres urbains et des périmètres irrigués.

Des risques accrus provenant des lacs proglaciaires

33Déficit d’eau d’un côté, excès de l’autre… Dans certains cas, le recul des glaciers a permis le développement de lacs de barrage morainique très vastes. La possibilité d’une rupture de ces digues fragiles et constituées de matériaux meubles est suffisamment forte, en particulier dans les régions sismiques comme les Andes du Pérou et l’Himalaya, pour que cette menace soit prise très au sérieux. Comment ce phénomène se produit-t-il ?

La genèse des ruptures de barrages morainiques

34En général, ce phénomène aux conséquences catastrophiques est provoqué par l’effondrement dans un lac glaciaire d’une partie du glacier qui le domine ou d’un pan du versant rocheux raide qui en constitue les bords. La masse éboulée arrive dans le lac, son impact provoque la formation d’une vague de plusieurs dizaines de mètres de haut (des hauteurs de plus de cinquante mètres ont été mesurées dans les Andes), laquelle vague se propage vers l’aval, monte à l’assaut du barrage morainique et le submerge. S’il se produit une entaille dans le matériau meuble de la moraine du fait de l’érosion produite par la vague, immédiatement ou quelque temps après, une seconde vidange se produit, provoquant la formation de laves torrentielles qui dévastent tout sur leur passage. Les plus grandes catastrophes se produisent en saison des pluies, au moment où les lacs sont bien remplis. En Cordillère Blanche, au Pérou, ces plans d’eau naturels font l’objet d’une surveillance constante depuis plus de trente ans et plusieurs ont été vidés en partie, à titre préventif, pour diminuer les risques de débordements. Le plus simple est de construire un canal en dur dans la moraine, ou un tunnel, et de contrôler ainsi le niveau du lac. Ces constructions sont conçues pour résister aux débordements engendrés par les vagues.

Des accidents récurrents dans les Andes centrales

35De tels débordements suivis de vidanges ont été fréquents au Pérou, en particulier en Cordillère Blanche (encadré 20), où ils ont coûté la vie à près de 10 000 personnes depuis 1725, date de la première catastrophe recensée94. La plupart du temps, ce sont des blocs de glace s’échappant d’un glacier surplombant le lac qui sont à l’origine des catastrophes. La plus meurtrière s’est produite le 13 décembre 1941 sur deux lacs dominant la ville de Huaraz, la Laguna Palcacocha et la Laguna Jircacocha dans la vallée de Cojup : la moitié de la ville a été rasée et 4 000 personnes ont péri.

La Laguna Safuna, dans la Cordillère Blanche. On la voit d’abord en 2001 (photo du bas), puis en 2002 (p. 257, photo du haut) après l’éboulement de la paroi rocheuse (à droite, sur la photo) qui a provoqué la vidange partielle du lac. La dernière photo (p. 257, en bas) montre l’état de la moraine, face aval, après le déferlement de la vague. Le lac au premier plan est la Laguna Safuna Baja, qui a encaissé le choc du débordement du lac supérieur.

36Un événement de ce type, mais beaucoup moins meurtrier, s’est produit en 2000 dans le massif volcanique de l’Altar, en Équateur. La superbe caldera (cratère d’effondrement) est occupée en son centre par un lac de plus 43 ha et profond de 50 m, la Laguna Amarilla. Il s’est formé au cours de la seconde moitié du XX^e siècle suite à l’abandon du fond de la caldera par le glacier ouest de l’Altar.

37Un simple verrou rocheux à fleur d’eau le ferme à l’aval, tandis qu’un cirque de murailles de 600 à 1 000 m de haut l’enserre de tous côtés. L’une d’elles, la face nord de l’Obispo (5 350 m), avait impressionné l’alpiniste anglais Edward Whymper, vainqueur du Cervin, en 1880, au point qu’il l’avait comparée, non sans un peu d’exagération, à la face nord de l’Eiger dans les Alpes ! D’une paroi verticale de roche volcanique friable se sont effondrés le 13 décembre 2000 entre 50 000 m³ et 70 000 m³ de roches qui, en un seul rebond, ont rejoint le lac, engendrant une vague de 50 m de haut passant par-dessus le verrou. Le flux a dissipé son énergie en se répandant sur le petit bassin alluvial (un ombilic glaciaire) situé à l’aval et occupé seulement par des troupeaux, mais il a regagné juste après de la vigueur en s’engouffrant dans la vallée étroite et raide du Rio Collanes, provoquant une crue sur 100 km à l’aval, tuant une dizaine de personnes et provoquant de nombreux dégâts.

38Au Pérou, le cas du lac supérieur de Safuna est bien documenté depuis quarante ans et, à ce titre, il peut être cité en exemple. Il y a quelques années, en 2002, il a encore fait parler de lui.

Des menaces grandissantes dans l’Himalaya

39Des lacs qui présentent des risques similaires sont actuellement en pleine extension dans l’Himalaya. Au Népal, le 4 août 1985, le Dig Tscho, un lac de la région de l’Everest, s’est partiellement vidé sous l’impact d’une avalanche de glace, entraînant le débordement d’une quantité d’eau estimée à 50-100 millions de m³ qui a dévasté une centrale hydro-électrique, 14 ponts et de nombreuses terres cultivées. Au Bouthan, à l’est du Népal, on compte environ 2 500 lacs glaciaires, dont vingt-quatre sont considérés comme dangereux et pourraient se vider à tout moment.

40Les vidanges catastrophiques des lacs glaciaires ne sont pas cantonnées aux périodes de recul des langues glaciaires, loin de là, mais la déglaciation, au rythme auquel elle s’opère depuis cinquante ans, a multiplié les conditions propices à ce genre d’accident, dans les Andes et ailleurs.