Cartographie de l’altitude d’un petit glacier de montagne 

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Suivre, reconstruire et modéliser les variations de la cryosphère

La métrique essentielle pour caractériser le manteau neigeux en lien avec la ressource nivale est l’équivalent en eau de la neige (SWE snow water equivalent). Cette mesure conditionne la gestion des responsables d’ouvrages hydroélectriques, l’importance du ruis-sellement printanier et l’irrigation des plaines agricoles. La mesure du SWE est hautement variable dans l’espace et dans le temps, et sa distribution spatiale reste encore délicate à cartographier, en particulier en montagne :
Estimating the spatial distribution of [SWE] in mountainous terrain [. . . ] is currently the most important unsolved problem in snow hydrology. (Dozier et al., 2016).
Diverses méthodes in situ permettent une mesure ponctuelle du SWE, comme la fonte d’une colonne élémentaire de neige. La recherche d’une évaluation précise de la ressource nivale amène à s’intéresser à des méthodes de mesures spatialement continues. L’une des méthodes pour estimer spatialement le SWE consiste à reconstruire la quantité de neige à partir d’un modèle de fonte et de disposer d’une série temporelle de la surface enneigée au cours de la fonte. Cette série permet de spatialiser la présence de neige au sol et de détecter le dernier jour de fonte associé à la disparition du manteau neigeux. Cette méthode est déjà utilisée à partir de données issues de l’imagerie satellite (p. ex. Molotch et Margulis, 2008), mais l’erreur associée à la détection du dernier jour de fonte, et sa répercussion dans le calcul du SWE associé, n’est pas précisément quantifiée dans la littérature. Par ailleurs, les caractéristiques des capteurs actuels nécessitent de faire un choix entre la résolution spatiale et la résolution temporelle. Le faible coût d’acquisition de données d’imagerie à partir d’un appareil photographique in situ de type réflex permet de constituer une série temporelle de référence à très haute résolution spatiale et temporelle. Une telle série in situ permet d’évaluer l’information manquante dans les séries d’imagerie satellite.
L’équivalent en lame d’eau du manteau neigeux (SWE) peut également être décomposé comme le produit de la hauteur de neige et de la densité du manteau. Entre ces deux variables de décomposition, la hauteur de neige intègre la plus large part de la variabilité spatiale de l’équivalent en eau de la neige (Fassnacht et Heun, 2010; López-Moreno et al., 2013). Une méthode pour calculer une estimation du SWE consiste donc à cartographier la hauteur de neige et à déduire l’équivalent en eau en effectuant une hypothèse sur la densité du manteau neigeux.
Dans le cas du suivi des glaciers, la métrique fondamentale est le bilan de masse :
Glacier mass balance is the direct and undelayed response to atmospheric conditions and hence is among the essential variables required for climate system monitoring. (Zemp et al., 2009)
La cartographie de l’altitude de la surface du glacier à la fin de cycles hydrologiques suffisamment espacés dans le temps, typiquement 5–10 ans, permet de déterminer la hauteur de variation dans l’intervalle écoulé. Les variations de volume se déduisent des variations de hauteur et de surface du glacier, dans le cas où ses limites sont identifiables Cette variation de hauteur (volume) permet de calculer une approximation Bgeod du bilan de masse réel du glacier moyennant une hypothèse sur la densité du névé d’accumulation ou de la glace constituant la variation.
Notre démarche de quantification de la ressource nivale et des variations glaciaires se fonde donc sur le calcul des métriques suivantes : surface enneigée (dernier jour de fonte), hauteur de neige et bilan de masse glaciaire. Dans le cadre de l’estimation de ces trois métriques, nous envisageons l’emploi de méthodes à très haute résolution spatiale adaptées aux variations de la topographie des zones de montagnes. Si le suivi des variations actuelles renseigne sur les changements en cours, la reconstruction de leurs variations historiques permet d’en apprécier les dynamiques (figure 10). Dans le cas de notre étude, nous ne disposons pas d’archives associées à la mesure du manteau neigeux. Notre approche se fonde sur la reconstruction des fluctuations des glaciers pyrénéens à partir d’archives. Nous devons inventorier les glaciers des Pyrénées, puis examiner le corpus d’archives disponible. Une fois reconstruites, ces variations glaciologiques constituent une base de référence pour aborder la validation d’un modèle d’évolution du glacier. Le recours à la modélisation permet de compléter les périodes où les archives font défaut et d’envisager la simulation des variations futures.
L’approche retenue dans cette étude comporte un phase importante de développement d’outils méthodologiques appliqués à l’hydrologie nivale, et un travail de reconstruction de variables glaciologiques en lien avec la question climatique. Ce double cadre, à la fois mé-thodologique et thématique, nous amène aux questionnements suivants qui accompagneront notre démarche :
– Quelles informations nouvelles apportent l’utilisation de données optiques à très haute résolution spatiale pour le suivi de la cryosphère des Pyrénées ? Peut-on en définir la précision, la résolution, et les applications potentielles ?
– Comment insérer ces outils et observations dans l’étude des processus hydro-climatiques et la connaissance nivo-glaciologique ?

Impacts dans les régions de montagnes : écosystèmes et réserves d’eau solide

Les régions montagneuses couvrent environ un cinquième des surfaces continentales (Beniston et al., 1997). Ces régions sont dans leur majorité habitées, hormis sur le continent antarctique. On estime que 10 % de la population mondiale dépend directement des ressources issues des zones montagneuses, et qu’environ 50 % en dépendent indirectement (Beniston et al., 1997).
La majeure caractéristique des zones montagneuses est leur fort gradient hypsométrique. Sur de courtes distances horizontales, on retrouve des changements de régimes climatiques similaires à ceux séparés par de larges ceintures latitudinales. Ces variations rapides de régimes climatiques favorisent la présence d’une grande biodiversité. La définition des zones climatiques s’appuie en retour sur ces typologies végétales qui permettent d’établir des limites de transition en altitude et latitude (Fig. 3). D’une certaine manière, les systèmes montagneux réinterprètent le climat régional, et génèrent de multiples configurations locales en fonction des variations topographiques (Beniston et al., 1997).
Les écosystèmes montagneux risquent d’être particulièrement perturbés, avec des remontées en altitudes de nombreuses espèces et des redistributions d’habitats pour les espèces nécessitant un climat froid (figure 1.5).
Les régions montagneuses constituent un élément clef du cycle hydrologique, en étant la source des principaux systèmes fluviaux (Viviroli et al., 2003; 2011; Hingray et al., 2012). L’eau peut y être conservée de manière naturelle dans le manteau neigeux, les glaciers, et dans les réservoirs souterrains (aquifères). Ces réservoirs introduisent des temps de résidence spécifiques qui rythment la restitution de l’eau sous la forme d’un écoulement. Un changement climatique significatif, comme une modification du régime de précipitations ou une augmentation des températures peut ainsi perturber le cycle hydrologique en montagne. Les structures sociétales sont directement impactées par les altérations de ces réservoirs d’eau : irrigation, potentiel hydro-électrique, tourisme, patrimoine paysager (figure 1.5). (Beniston et al., 1997).

Composantes de la cryosphère

Définition de la cryosphère

La cryosphère (du grec « kryos » : froid, gel, littéralement « froid glacé ») désigne les milieux où l’eau est présente sous sa forme solide, et inclue : le pergélisol, le manteau neigeux et la neige, les glaciers, la glace de lac et de rivière, les calottes glaciaires et la glace de mer (figure 2.1). Le terme
« cryosphère » est proposé pour la première fois par le scientifique Polonais A.B. Dobrowolski dans son livre « The Natural history of Ice » publié en 1923 (Barry et al., 2011). Il définit la cryosphère comme étant la zone s’étendant de la partie haute de la troposphère, où les cristaux de glace sont présents dans les nuages, jusqu’à la base du pergélisol. Dobrowolski s’appuie sur l’homogénéité de la composition de toutes les formes de glace, en incluant les cristaux de neige, pour décrire conjointement cette portion de la surface terrestre où l’eau est sous sa phase solide, indépendamment de son origine. L’acceptation de ce terme-concept a connu des résistances, voire l’oubli, avant qu’il soit adopté en Union Soviétique dans les années soixante-dix, puis en Amérique du Nord à partir des années quatre-vingt (Barry et al., 2011). Aujourd’hui, le terme est internationalement accepté et promulgué par des associations scientifiques de premier plan comme l’International Association for Cryospheric Sciences (IACS), créée sous l’égide de l’International Union of Geodesy and Geophysics (IUGG) (Jones, 2008). Seule la composante atmosphérique est à présent exclue de la définition originelle, sauf pour désigner les précipitations solides. La cryosphère a donc pour origine soit une précipitation solide (p. ex. neige), soit une solidification de l’eau sur ou sous la surface terrestre ou océanique.

Définition des composantes

La neige se forme dans les nuages à une température inférieure au point de gelée par déposition de vapeur d’eau sur un noyau de condensation d’une taille de 0.1 à 10 µm (particules exogènes ou noyau de congélation). Sans noyau l’eau peut rester en surfusion. Une fois au sol (ou interceptée par la végétation) la neige se métamorphose : les cristaux perdent leur forme initiale, avec un changement de leur taille et de leur forme. On distingue sept formes-type de cristaux de neige : plaquettes, étoiles, aiguilles, dendrites, colonnes à capuchon et cristaux irréguliers. La faible masse des cristaux de neige facilite leur transport par le vent, leur redistribution dans le paysage et leur accumulation en surface.
Le manteau neigeux désigne la neige accumulée au sol, et se distingue des précipitations solides qui en sont à l’origine (chutes de neige). Le métamorphisme des cristaux de neige conduit à l’évolution des propriétés thermiques et mécaniques du manteau neigeux. Les précipitations neigeuses sont également à l’origine des glaciers et des calottes glaciaires, et interagissent fortement avec toutes les autres composantes de la cryosphère, à l’exception du pergélisol océanique.
On distingue les calottes polaires des glaciers continentaux. Les glaciers ne présentent pas le dôme caractéristique des calottes, et s’écoulent le long du flanc d’une montagne en s’adaptant à la topographie locale. Un glacier peut être défini comme une masse de glace d’une surface minimale dé-finie (p.ex. >1ha), permanente au moins sur plusieurs décennies (p.ex. à l’échelle d’une vie humaine), et qui se déforme sous son propre poids (adapté de (Francou et Vincent, 2007)). Cette masse s’écoule
à une vitesse annuelle d’ordre métrique à kilométrique en surface. Le critère essentiel est donc la pérennité, les inventaires introduisant des superficies minimales variables. Un glacier est modelé par le relief et peut prendre différentes formes : coupole (calottes glaciaires), éventail lorsqu’il est entouré de crêtes rocheuses (glaciers de cirque), amas suspendu à une paroi inclinée (glacier suspendu), ou présenter une langue très allongée serpentant au fond d’une vallée (glacier de vallée). Ces différentes formes peuvent se combiner (Francou et Vincent, 2007).
La glace de mer désigne la fraction de l’eau de mer gelée. Cette glace flottante peut-être formée de morceaux dérivant sous l’effet des courants et du vent, ou rattachée à la glace continentale. On distingue la glace pérenne qui perdure plusieurs saisons de la composante saisonnière. La glace de mer présente dans l’Océan Arctique et autour du continent Antarctique ont des caractéristiques assez différentes.
Le pergélisol est la partie du sol située sous la surface qui ne dégèle pas pendant au moins deux années consécutives. Son épaisseur varie de la vingtaine de mètres dans son extension méridionale pour atteindre 300 m dans les zones déglacées au Tardiglaciaire-Holocène, et plus de 600 m dans les secteurs hypercontinentaux non-englacés au Quaternaire (Sibérie).

Aperçu global des glaciers et du manteau neigeux

Masses de glace La cryosphère couvre les parties du système Terre où les températures sont susceptibles de se situer en dessous de l’isotherme 0 ◦C au moins une partie de l’année (Fig. 2.2). Suivant l’influence d’un gradient latitudinal, la cryosphère est principalement concentrée dans les régions polaires. Du fait du gradient thermique altitudinal, la cryosphère est également présente dans les régions montagneuses. L’hémisphère Nord et l’hémisphère Sud présentent de fortes disparités dans le type et la répartition des composantes de la cryosphère associée (figure 2.2). On estime que le nombre de glaciers dans le monde se situe aux alentours de 250 000, et représente une superficie de 730 000 km2 (Gardner et al., 2013; IPCC, 2013; Pfeffer et al., 2014)(Fig. 2.3). Si toute la masse de glace contenue dans ces glaciers venait à fondre, cela représenterait une élévation du niveau marin de 0.4 m. Comparativement, la calotte groenlandaise couvre une superficie de 1 700 000 km2 pour un équivalent niveau marin de 7 m, et la calotte antarctique couvre 13 000 000 km2 avec un équivalent niveau marin de l’ordre de 58 m (Tab. 2.1). La majeure partie des glaces d’aujourd’hui sont contenues dans la calotte Antarctique (90 %) et le Groenland (9 %) (Tab. 2.1). L’ensemble des autres calottes polaires et des glaciers continentaux ne représente donc que 1 % des glaces actuelles (Rémy, 2007). Les contributions annuelles à l’élévation du niveau marin sont proportionnelles aux surfaces et aux vitesses de fonte. Du fait d’une vitesse de fonte plus élevée, les glaciers de montagne représentent actuellement les principaux contributeurs de la cryosphère en terme de hausse du niveau marin (IPCC, 2013, 0.8 mm.an−1).
Variations La dernière période favorable à l’extension des glaciers, et d’une manière plus générale
à l’ensemble des composantes de la cryosphère, est le Petit Âge Glaciaire (PAG). Cette période est caractérisée par un climat plus froid que l’actuel, et a duré de cinq à six siècles entre le début du XIVème siècle et la fin du XIXème. En Europe, cette période fait suite à l’Optimum Climatique Mé-diéval (OCM, Xème–XIIIème siècles). Le PAG est relativement bien documenté en Europe sur la base d’archives environnementales (lichens de moraines, cernes des arbres) et de documents historiques. Même si les données sont plus rares ailleurs, des avancées sont bien constatées entre le XIVème et le XIXème siècle dans les Rocheuses canadiennes, l’Alaska, les Andes, l’Himalaya ou en Nouvelle Zé-lande. Les extensions maximales s’échelonnent principalement entre le XVIIème et la fin du XIXème siècles (Fig. 2.4). Les fluctuations des glaciers vont se poursuivre globalement, jusqu’au fort mouve-ment de récession enclenché au XIXème siècle (Francou et Vincent, 2007). Les glaciers reculent dans le monde depuis au moins 1880, beaucoup ayant commencé leur décrue vers 1850-1860, d’autres vers 1830 comme dans les Alpes (Francou et Vincent, 2007). La quasi–totalité des glaciers du globe ont diminué en longueur, surface, volume et masse. De nombreux glaciers de taille modeste ont disparu. Les glaciers dans leur emprise actuelle sont hors d’équilibre avec le climat, et devraient très proba-blement continuer à diminuer dans le futur, même en l’absence d’une augmentation significative de température (IPCC, 2013). Outre la réduction des glaciers de montagne (Dyurgerov, 2003), l’un des effets les plus apparents du réchauffement climatique sur le XXème siècle porte sur la réduction de la durée du manteau neigeux (Brown, 2000; Brown et Mote, 2009; Brown et Robinson, 2011). Le manteau neigeux saisonnier représente la deuxième composante de la cryosphère la plus étendue, après le pergélisol, couvrant jusque 53 % des terres de l’hémisphère Nord, et 44 % des terres globales (figure 2.5). L’étendue couverte par le manteau neigeux saisonnier, Snow cover extent (SCE), présente une large variabilité intra–annuelle (figure 2.6). Le suivi des variations de cette étendue par des méthodes in situ et dérivées d’observations satellite a permis de suivre les variations du SCE de l’hémisphère Nord (Brown et Robinson, 2011). Cette série temporelle est caractérisée par une tendance négative et significative sur la période 1922–2012, avec une forte réduction observée dans les années quatre-vingt. Cette réduction est plus marquée sur les mois de printemps. Les SCE moyens des mois de mars et d’avril ont diminué de 0.8 % par décennie sur la période 1922–2012 (figure 2.7).
Entre autres variations notables de la cryosphère à l’échelle globale, la date de rupture de la glace des lacs et des rivières a connu une avancée de 6.5 jours par siècle depuis 1850 (Magnuson et al., 2000). Depuis 1979, les observations par imagerie satellite ont permis de mettre en évidence l’évolution des surfaces de glace de mer annuelle et pérenne en Arctique, avec une diminution de 3.5 à 4.1 % pour la surface annuelle et de 11.5 % pour la surface pérenne (par décennie). La période de fonte de la composante saisonnière s’est allongée de 5–6 jours par décade depuis 1979. Sur l’Antarctique, il existe de fortes disparités régionales avec un taux moyen d’accroissement de 1.2–1.8 % par décennie sur 1979–2012.

Cryosphère : intégrateur du climat

Les variations du climat s’observent à partir d’un temps moyen de l’ordre d’une trentaine d’an-nées. Les séries de mesures multi-décennales des paramètres météorologiques constituent la première source de données pour extraire les tendances climatiques (figure 1.1 et 1.2). L’observation des modi-fications environnementales constitue une autre approche pour appréhender les variations du climat (figure 2.8). De nombreux systèmes naturels sont affectés par les changements climatiques régionaux, en particulier l’augmentation de la température ou les variations de précipitations. Ces marqueurs, ou proxy, ont leur propre type d’interaction avec le climat et les variables météorologiques.
La cryosphère présente des liens et des interactions complexes avec des variables comme les flux d’énergie, les flux d’humidité, les précipitations, ou les circulations atmosphériques et océaniques (figure 2.9 et 2.10) (Armstrong et Brun, 2008). Elle constitue l’une des cinq composantes retenues pour définir le système climatique, conjointement avec l’atmosphère, les surfaces continentales, l’hy-drosphère et la biosphère. Toutes les composantes de la cryosphère sont sensibles aux variations de température et de précipitation sur une large gamme d’échelles de temps, et constituent des intégra-teurs naturels de la variabilité climatique. La prise en compte des surfaces enneigées et englacées est primordiale dans l’étude et la compréhension du climat global. Les propriétés de réflectance de ces surfaces (albédo) modifient significativement le bilan d’énergie de surface par un mécanisme de rétro-action (Wiscombe et Warren, 1980; Armstrong et Brun, 2008). Les propriétés d’isolation thermique du manteau neigeux limite l’importance du pergélisol et influe sur le cycle de l’eau (Lynch-Stieglitz, 1994; Armstrong et Brun, 2008). La sensibilité des composantes de la cryosphère aux fluctuations climatiques, notamment température et précipitation, en fait des objets privilégiés dans les études climatiques à tous les niveaux d’échelles spatiales et temporelles (IPCC, 2013).
Manteau neigeux et glaciers sont susceptibles de fondre, voire de se sublimer, dans des conditions assez similaires. Ces deux composantes partagent une même origine : les accumulations de neige. Les chutes de neige sont elles-mêmes dépendantes des conditions météorologiques, principalement de la combinaison entre température et précipitations. L’état et la combinaison de ces variables météorologiques sont soumis à des oscillations climatiques de plus larges emprises qui induisent un lien avec le manteau neigeux (p. ex. Oscillation Nord-Atlantique Scherrer (2004)). La sensibilité aux conditions atmosphériques peut être exprimée à partir des variations de grandeurs physiques. Il existe un lien entre les quantités d’énergie et de masse apportées aux systèmes manteau neigeux et glaciers et dans leurs variations résultantes, puisque le bilan d’énergie est couplé au bilan de masse par les flux associés aux précipitation et par les termes de fonte et de sublimation (figure 2.10).
Ces composantes créent également leurs propres conditions climatiques locales dans une forme de résilience au climat : ce sont à la fois des réservoirs d’eau et de froid. Le fort albédo du manteau neigeux permet de limiter l’absorption d’énergie incidente due au rayonnement solaire (Sincident, figure 2.10). En présence d’un réchauffement atmosphérique, un manteau neigeux à température négative peut évacuer l’énergie incidente supplémentaire en augmentant son émission infrarouge (Lemission, figure 2.10), et donc, sa température de surface (Martin et al., 1994). Ce mécanisme fonctionne en conditions froides, tant que le point de fusion n’est pas atteint à la surface du manteau neigeux. Quand le point de fusion est atteint, une partie du manteau neigeux fond, et la part de phase liquide augmente au sein du manteau neigeux. Cette phase liquide est susceptible de regeler si le refroidissement des conditions atmosphériques le permet. Sinon, le contenu en froid (cold content) du manteau neigeux diminue, la part liquide augmente et percole dans le manteau du neigeux. Quand la quantité de matière liée à la phase liquide atteint la capacité de rétention maximale du manteau (saturation), l’eau est libérée (R), et le manteau perd de sa masse (M).
L’influence d’un réchauffement de l’atmosphère sur l’enneigement est surtout prédominant lors des périodes de fonte, où l’eau liquide est présente dans tout le manteau neigeux. En cas de réchauffe-ment, le manteau neigeux est alors susceptible de disparaître plus rapidement. Dans le cas de l’hiver, pour les altitudes élevées, on reste généralement en présence de conditions froides, et l’influence d’un réchauffement de l’atmosphère est minime sur la quantité de neige au sol du fait des mécanismes de refroidissement du manteau neigeux décrits précédemment. À moyenne altitude, un réchauffement significatif de l’atmosphère au cours de l’hiver peut avoir une conséquence plus marquée, puisque les conditions limites de fonte peuvent être atteintes. L’effet d’une tendance liée à l’augmentation de la température de l’air est donc susceptible d’être observé à partir d’une altitude seuil. Même si les tendances associées aux projections climatiques présentent des incertitude sur l’amplitude et la localisation des évolutions, on peut attendre un impact important sur la diminution de la surface enneigée, l’avancement des hauts débits liés à la fonte, voire la disparition du caractère nival de certaines rivières (Etchevers, 2002; Etchevers et Martin, 2002).
La variabilité spatiale de l’enneigement au sein d’un massif montagneux est très grande (Martin et al., 1994) (p. ex. figure 2.11), de même que la variabilité temporelle sur un site donné (p. ex. figure 2.12). Cette haute variabilité spatio–temporelle illustre le degré de sensibilité du manteau neigeux aux conditions atmosphériques et aux paramètres topographiques. La difficulté à évaluer le devenir de l’enneigement d’un massif ou d’un site donné est également conditionnée par l’évolution de ces paramètres. L’évaluation du caractère normal ou exceptionnel de l’enneigement d’un hiver ne peut être menée qu’en référence aux observations passées (Martin et al., 1994). Il est cependant difficile de reconstituer les variations d’enneigement, en particulier en montagne.
Les glaciers intègrent les variations d’accumulation neigeuse au milieu d’autres processus clima-tiques qui peuvent être antagonistes comme la fonte. Si la fonte peut être estimée, les fluctuations des glaciers permettent d’évaluer les variations d’enneigement au cours d’une période climatique donnée. Vincent (2005) a montré de cette manière que la sortie du petit âge glaciaire dans les Alpes pouvait être expliquée par une baisse des précipitations. Si seules les fluctuations glaciaires annuelles sont connues, le glacier sert de marqueur climatique et intègre dans son évolution les variations des températures, des précipitations et des variations des facteurs topo-climatiques influents.

Table des matières

Remerciements
Introduction générale
I Cadres de l’étude : milieux, enjeux, et observations 
1 Changements climatiques au sud de l’Europe et en montagne
2 Cryosphère : dualité hydro-climatique
3 Variations de la cryosphère : observer de loin si possible
4 Études antérieures de la cryosphère des Pyrénées
5 Méthodes, métriques et sites d’études retenus
II Suivi de la cryosphère des Pyrénées à fine échelle 
1 Cartographie de l’altitude d’un petit glacier de montagne
2 Estimation des hauteurs de neige dans un petit bassin versant
3 Suivi de surfaces enneigées dans un petit bassin versant
III Reconstruction des variations des glaciers des Pyrénées 
1 Surfaces des glaciers des Pyrénées en 1850 et 2011
2 Reconstruction historique du glacier d’Ossoue
3 Modélisation de l’évolution du glacier d’Ossoue
Conclusion générale
Annexes 
Bibliographie

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