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Accueil Tous les numéros Volume 15 (2018) Climatologie, 15 (2018) 22-45 Full HTML
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Review
Numéro
Climatologie
Volume 15, 2018
Page(s) 22 - 45
DOI https://doi.org/10.4267/climatologie.1325
Publié en ligne 3 octobre 2019

© Association internationale de climatologie 2018

Licence Creative CommonsThis is an Open Access article distributed under the terms of the Creative Commons Attribution License CC-BY-NC (http://creativecommons.org/licenses/by-nc/4.0), which permits unrestricted use, distribution, and reproduction in any medium, except for commercial purposes, provided the original work is properly cited.

Introduction

Le réchauffement progressif des températures de l’air observé à l’échelle mondiale depuis le début du XXe siècle est probablement l’un des plus importants défis auquel la société humaine devra faire face au cours des prochaines décennies. Avant la révolution industrielle du XIXe siècle, les variations de la température de l’air s’expliquaient essentiellement par les fluctuations de l’activité volcanique et du rayonnement solaire (Crowley, 2000). Depuis, ces variations sont en revanche majoritairement dues au forçage lié aux émissions de gaz à effet de serre anthropiques, prenant progressivement le dessus sur la variabilité naturelle (Crowley, 2000; Allen et al., 2019). Depuis le début des années 1980, ce réchauffement s’est accéléré à l’échelle mondiale, avec une augmentation de la température moyenne du globe d’environ 0,5°C entre 1979 et 2010 (Foster et Rahmstorf, 2011), contre 0,4°C sur la période 1900-1980 (Jones et al., 2012). Cette décennie a ainsi été le théâtre d’importantes modifications de tous les systèmes biophysiques à l’échelle mondiale, engendrant en cascade d’abrupts changements environnementaux à travers la planète, en lien avec cette accélération de l’augmentation des températures de l’air (Reid et al., 2016). Cependant, bon nombre d’espèces animales et végétales ne pourraient être capables d’adapter leur mode de vie au même rythme que le réchauffement climatique, ceci pouvant aller jusqu’à leur extinction d’ici la fin du XXIe siècle (Jump et Penuelas, 2005; Corlett et Westcott, 2013).

De fortes disparités géographiques existent néanmoins quant à l’intensité de ce réchauffement à l’échelle globale, notamment entre les régions de plaine et de montagne. Dans la plupart des massifs montagneux de l’hémisphère Nord, il a été observé que l’augmentation des températures de l’air est plus importante que dans les plaines environnantes (Rangwala et Miller, 2012; Mountain Research Initiative, 2015). Cela a également pu être observé dans les Alpes européennes comme par exemple en Suisse, où l’augmentation des températures de l’air a été deux fois plus rapide que dans l’hémisphère Nord au cours du XXe siècle (Rebetez et Reinhard, 2008; figure 1). Il reste cependant encore de nombreuses incertitudes à l’échelle mondiale à propos de la généralisation de ce phénomène d’intensification du réchauffement climatique avec l’altitude (Pepin et al., 2015; Tudoroiu et al., 2016).

thumbnail Figure 1

Anomalies annuelles de température de l’air (en °C) en Suisse comparé à l’hémisphère Nord sur la période 1901-2004 (adapté de Rebetez et Reinhard, 2008). Annual temperature anomalies (°C) in Switzerland compared to the Northern Hemisphere 1901-2004 (adapted from Rebetez et Reinhard, 2008).

Les Alpes européennes (abrégé Alpes par la suite) sont une chaîne de montagnes située en Europe centrale, formant un arc d’environ 800 km d’est en ouest et de 200 km de large et possédant plus de 1500 sommets dépassant 2000 m d’altitude, dont une trentaine au-delà des 4000 m. Avec cette situation géographique, elles se positionnent à un véritable carrefour climatique, combinant à la fois des influences océaniques venues de l’ouest, méditerranéennes venues du sud et enfin continentales venues du nord et de l’est. Cette combinaison entre une grande diversité climatique et une importante variabilité altitudinale fait des Alpes un lieu privilégié pour l’étude des conséquences du changement climatique sur l’environnement à toutes les altitudes. Le massif est d’ailleurs considéré comme un véritable berceau pour la biodiversité, en raison de la grande variété de climats et d’habitats disponibles sur de petites distances (Körner, 2003).

Le climat des Alpes est principalement contrôlé par certains régimes météorologiques bien définis et majoritairement influencés par la circulation atmosphérique sur le proche atlantique (Plaut et Simonnet, 2001), dont les récentes et rapides fluctuations ont d’ailleurs entrainé une augmentation plus importante de la température de l’air en Europe de l’Est qu’initialement annoncée par les modèles climatiques (Van Oldenborgh et al., 2009). La variabilité de la couverture neigeuse dans les Alpes dépend ainsi beaucoup des conditions climatiques de large échelle (Scherrer et Appenzeller, 2006), incluant notamment l’oscillation Nord-Atlantique (Seager et al., 2010). Les fluctuations de ce phénomène océanique et atmosphérique jouent un rôle prépondérant sur le climat alpin, puisqu’elles peuvent directement influer sur la température de l’air en Europe et donc, sur la couverture neigeuse au sol (Bednorz, 2004; Scherrer et al., 2004; Seager et al., 2010), contribuant à la réduction de son extension au début du printemps dans l’hémisphère Nord depuis les années 1970 (Brown et Robinson, 2011). Contrairement aux régions avoisinantes, la variabilité spatiotemporelle des précipitations hivernales dans les Alpes est moins sensible aux régimes de temps de large échelle comme l’oscillation Nord-Atlantique (Bartolini et al., 2009). Le régime des chutes de neiges printanières est toutefois influencé par l’Oscillation Atlantique Multidécennale (fluctuation naturelle périodique de la température de surface de l’océan Atlantique Nord), qui a particulièrement contribué à la réduction de ces précipitations neigeuses et à celle du manteau neigeux depuis les années 1990 (Zampieri et al., 2013).

En milieu de montagne, la topographie possède une influence importante sur les conditions climatiques locales. L’altitude est le facteur majeur expliquant la variation naturelle de la température de l’air, essentiellement au printemps et en été (Joly et al., 2012), avec une diminution moyenne d’environ 0,6°C par tranche de 100 m d’altitude, pouvant varier selon les saisons et les contextes topoclimatiques (Rolland, 2003; Dumas, 2013). Les précipitations, qu’elles soient sous forme de pluie ou de neige, sont également dépendantes de l’altitude, bien que la relation soit moins évidente et universelle, avec une augmentation progressive de leur fréquence et intensité généralement jusqu’à des altitudes oscillant entre 2000 et 2500 m d’altitude (Sevruk, 1997; Frei et Schär, 1998; Blanchet et al., 2009). Les principaux paramètres du manteau neigeux (épaisseur, durée, etc.) sont quant à eux fortement corrélés avec la température de l’air et les précipitations, et donc avec l’altitude (Hantel et Hirtl-Wielke, 2007; Gajić-Čapka, 2011; Serquet et al., 2011). L’orientation et l’inclinaison des versants des massifs montagneux, en particulier pour ceux davantage exposés au soleil, sont aussi responsables d’une partie de la variabilité de l’épaisseur et de la durée du manteau neigeux (López-Moreno et al., 2014).

A moyenne et haute altitude à travers le monde, l’augmentation des températures de l’air au cours du XXe siècle a été la plus importante autour de l’altitude de l’isotherme 0°C, en lien notamment avec le phénomène de rétroaction de l’albédo des surfaces enneigées et des glaciers (Pepin et Lundquist, 2008; Scherrer et al., 2012). A l’inverse, le réchauffement de l’air est plus modéré lorsque de la neige est présente au sol (Pepin et al., 2011), ce qui explique en partie les tendances plus faibles à l’augmentation des températures de l’air observées en hiver dans les zones de montagne telles que les Alpes (Rebetez et Reinhard, 2008).

Cette revue bibliographique a pour but de faire l’état des lieux des principaux changements du manteau neigeux observés entre 1950 et 2016 dans les Alpes européennes, essentiellement dans la partie occidentale et centrale du massif (France, Suisse, Italie), ainsi qu’un aperçu des conséquences socio-économiques et environnementales associées à ces changements. Dans le détail, cette revue permet de résumer (i) l’évolution de la température de l’air et des précipitations au cours de cette période, deux facteurs climatiques prépondérants sur la présence de neige au sol, (ii) les principaux changements résultants constatés sur le manteau neigeux, et enfin (iii) les différentes conséquences déjà observées de ces changements sur les cycles hydrologiques, le tourisme hivernal et les écosystèmes (faune et flore alpine). Les projections futures d’évolution du manteau neigeux d’ici la fin du XXIe siècle sont également évoquées.

1. Évolution du climat alpin

1.1. La température de l’air

Entre la fin du XIXe siècle et le début des années 2000, la température de l’air dans les Alpes s’est élevée en moyenne d’un peu plus de 1°C (Böhm et al., 2001; Begert et al., 2005; Rebetez et Reinhard, 2008). Cette tendance s’est ensuite progressivement affirmée depuis la deuxième moitié du XXe siècle à toutes les altitudes (Auer et al., 2007; Acquaotta et al., 2015), puisqu’une augmentation moyenne de 0,35°C par décennie entre 1959 et 2008 (Ceppi et al., 2012), puis de 0,57°C par décennie entre 1975 et 2004 ont été observées (Rebetez et Reinhard, 2008). Ce réchauffement représente de 1,6 à plus de 2,5 fois la tendance moyenne observée dans l’hémisphère Nord (Foster et Rahmstorf, 2011), bien que d’importantes augmentations de la température de l’air soient également visibles sur la même période dans d’autres massifs tels que l’Himalaya et ce, même à très haute altitude (Xu et al., 2016). Ces tendances cachent cependant de fortes disparités entre les saisons. En effet, à moyenne et haute altitude dans les Alpes, l’augmentation des températures de l’air est nettement plus marquée au printemps et en été depuis 1970 (Diolaiuti et al., 2012), avec un réchauffement moyen de 0,85°C par décennie (Rebetez et Reinhard, 2008), le tout de manière uniforme sur le massif indiquant qu’il s’agit d’un phénomène climatique de grande ampleur (Marty et Meister, 2012). L’augmentation significative de la durée d’ensoleillement dans les Alpes (en fond de vallée tout comme proche des sommets) depuis les années 1970 (Sanchez-Lorenzo et Wild, 2012) et particulièrement au printemps (Auer et al., 2007) est en partie responsable de ce réchauffement, puisqu’elle est fortement corrélée aux variations de la température de l’air (Bristow et Campbell, 1984).

1.2. Les précipitations

De manière générale, le cumul annuel moyen des précipitations au cours du XXe siècle ne montre pas de changement significatif dans les Alpes, quelle que soit l’altitude (Bartolini et al., 2009; Brugnara et al., 2012; Diolaiuti et al., 2012). Certaines tendances significatives sont toutefois observées pour les précipitations hivernales malgré une forte variabilité interannuelle (Bartolini et al., 2009), mais ces tendances sont assez contrastées selon les régions des Alpes. En effet, plusieurs études soulignent une augmentation des précipitations totales hivernales dans les Alpes suisses (Schmidli et Frei, 2005; Scherrer et al. 2016), tandis que des tendances à la baisse sont plutôt observées du côté italien du massif (Brunetti et al., 2009; Terzago et al., 2013). Les événements de chutes de neige extrêmes sont cependant en diminution significative en-dessous de 800 m d’altitude, sous l’influence majeure de l’augmentation des températures de l’air (Marty et Blanchet, 2012).

Une réduction marquée du nombre de jours et de la quantité de précipitation tombant sous forme de neige au lieu de pluie a en revanche été observée à toutes les altitudes au cours du XXe siècle dans de nombreuses régions des Alpes, notamment depuis les années 1970 (Laternser et Schneebeli, 2003; Pellicciotti et al., 2010; Valt et Cianfarra, 2010; Serquet et al., 2011; Diolaiuti et al., 2012; Marty et Blanchet, 2012; Nicolet et al., 2018) (figure 2). Avec l’absence d’un signal clair et uniforme au niveau des précipitations totales, ces mêmes études démontrent que cette réduction des précipitations neigeuses est en grande partie liée à l’augmentation des températures de l’air observée au cours de la même période. En 2008, la fréquence des précipitations neigeuses en hiver dans les Alpes est ainsi progressivement devenue équivalente à celle observée au mois de novembre ou mars dans les années 1960 (Serquet et al., 2013).

thumbnail Figure 2

Ratio moyen entre le nombre de jours avec des chutes de neige et ceux avec de la pluie (SD/PD) sur la saison d’hiver (Décembre-Janvier-Février) et par catégories altitudinales entre 1908 et 2008. Les lignes en gras représentent les moyennes mobiles simples calculées sur des fenêtres de 11 ans (adapté de Serquet et al., 2011). Winter (December-January-February) mean ratio of snowfall versus precipitation days (SD/PD) by altitudinal categories from 1908 to 2008. Bold lines are unweighted moving averages with an 11-year window (adapted from Serquet et al., 2011).

2. Évolution des paramètres du manteau neigeux

2.1. Observations passées

La combinaison entre l’augmentation des températures de l’air et la stabilité de la quantité de précipitations, avec cependant une proportion toujours plus grande tombant sous forme de pluie, a engendré au cours du XXe siècle une baisse générale de l’équivalent en eau du manteau neigeux dans les Alpes, surtout au printemps (Bocchiola et Diolaiuti 2010; Marty et Meister, 2012; Marty et al., 2017a). Depuis les années 1950, la durée du manteau neigeux continu et celle du nombre de jours avec de la neige au sol sont également en diminution dans les Alpes à toutes les altitudes (Scherrer et al., 2004; Marty, 2008; Durand et al., 2009; Pellicciotti et al., 2010; Valt et Cianfarra, 2010; Diolaiuti et al., 2012; Scherrer et al., 2013; Hüsler et al., 2014; Klein et al., 2016) (tableau 1). Cette réduction est en outre bien visible à l’échelle de l’hémisphère Nord depuis les années 1970 (Hernández-Henríquez et al., 2015) et notamment au printemps (Brown et Mote, 2009; Brown et Robinson, 2011), incluant les principaux massifs montagneux comme le Kilimandjaro en Afrique (Park et al., 2012), les montagnes rocheuses en Amérique du Nord (Pederson et al., 2013), ou encore l’Himalaya en Asie (Xu et al., 2016). L’épaisseur moyenne du manteau neigeux s’est aussi significativement réduite au cours de la même période dans les Alpes à toutes les altitudes et pour toutes les saisons (Durand et al., 2009; Schöner et al., 2009; Pellicciotti et al., 2010; Marty et Blanchet, 2012; Marty et Meister, 2012; Terzago et al., 2013; Klein et al., 2016; Schöner et al., 2019) (tableau 1). L’intensité des tendances observées de la diminution de la durée tout comme de l’épaisseur du manteau neigeux dans les Alpes en fonction de l’altitude semble en revanche plus contrastée. Certaines études soulignent que ces tendances sont globalement plus faibles en montant en altitude, en particulier au-dessus de 2000 m (Laternser et Schneebeli, 2003; Scherrer et al., 2004; Valt et Cianfarra, 2010), tandis que d’autres illustrent une certaine homogénéité entre 1000 et 2700 m (Durand et al., 2009; Klein et al., 2016).

Le recul de la durée du manteau neigeux continu est essentiellement dû à une fonte des neiges plus précoce au printemps, plutôt qu’à des premières chutes de neige plus tardives à l’automne (Laternser et Schneebeli, 2003; Klein et al., 2016). Ce constat a également pu être établi aux latitudes moyennes de l’hémisphère Nord (Choi et al., 2010; Chen et al., 2015). Par exemple, entre 1970 et 2015, la date de fonte des neiges a en moyenne avancé de près de 4 semaines dans les Alpes suisses à toutes les altitudes, contre un retard d’environ 2 semaines pour la mise en place du manteau neigeux à l’automne (Klein et al., 2016) (tableau 1 et figure 3). Cette diminution de près de 40 jours en 45 ans de la durée du manteau neigeux continu est particulièrement liée à un réchauffement important des températures de l’air au printemps et en été au cours de la même période, avec une augmentation de 0,4 à 0,6°C par décennie (Rixen et al., 2012, Klein et al., 2018) (figure 3).

thumbnail Figure 3

Température de l’air et principaux paramètres du manteau neigeux, agrégés par saison dans les Alpes suisses sur la période 1970-2016 (anomalies moyennes de 6 stations MétéoSuisse situées entre 1298 et 2540 m d’altitude). Les tendances correspondantes sont reportées sur les graphes lorsqu’elles sont significatives (P<0,05). Long-term series of temperature and snow related parameters aggregated by season in the Swiss Alps (average anomalies from 6 sites ranged between 1298 and 2540 m asl over the 1970-2016 period). Corresponding trends are reported on the graphs when significant (P<0.05).

Tableau 1

Résumé des principales évolutions du manteau neigeux des Alpes observées entre 800 et 2700 m d’altitude de 1950 à 2015. Summary of the main observed snow cover trends between 1000 and 2700 m asl in the Alps from 1950 to 2015.

La durée du manteau neigeux est ainsi très sensible à l’évolution de la température de l’air (Hantel et Hirtl-Wielke, 2007), notamment au printemps (Hantel et al., 2000; Wielke et al., 2004), ce qui est donc aussi le cas pour sa date de démarrage à l’automne, sa date de fonte au printemps, ou encore à l’inverse, la durée sans présence de neige au sol en été (figure 3). A moyenne altitude, les études de Rebetez (1996), Bednorz (2004) et Schöner et al. (2019) indiquent que cette sensibilité du manteau neigeux existe également en hiver, puisque des températures de l’air plus élevées pendant cette saison ont pu être mises en relation avec un manteau neigeux moins épais. La sensibilité du manteau neigeux à la température de l’air a pareillement pu être constatée à l’échelle de l’Hémisphère Nord, particulièrement pendant la période de fonte printanière, avec une réduction de l’extension du manteau neigeux et une avancée de la date de fonte des neiges principalement engendrées par une augmentation des températures de l’air au cours du XXe siècle (Brown et Robinson, 2011; Peng et al., 2013). A haute altitude dans les Alpes, l’épaisseur de la couverture neigeuse semble en revanche davantage sensible aux variations du cumul des précipitations plutôt qu’aux températures de l’air (Schöner et al., 2019). De manière générale, les changements dans la quantité des précipitations ne semblent avoir qu’une petite influence sur l’évolution du manteau neigeux alpin (Scherrer et al., 2004). Toutefois, la diminution observée de l’apport en précipitations solides, contrôlé majoritairement par l’augmentation des températures de l’air, joue un rôle notable sur la réduction observée de la durée du manteau neigeux (Pellicciotti et al., 2010).

La forte sensibilité du manteau neigeux à la température de l’air a entrainé une importante variabilité interannuelle de la limite altitudinale moyenne de l’enneigement continu dans les Alpes, mais aussi sa remontée progressive en altitude d’environ 120 à 170 m par degré de réchauffement des températures de l’air selon les saisons (Hantel et Maurer, 2011; Hantel et al., 2012). Les mêmes auteurs soulignent également que cette limite altitudinale moyenne d’enneigement en hiver correspond à la zone où la durée du manteau neigeux est la plus sensible aux variations de la température de l’air. Le phénomène de rétroaction de l’albédo des surfaces enneigées et des glaciers joue par ailleurs un rôle important dans cette zone altitudinale. En effet, plus il y a de neige avec un sol ainsi recouvert par une surface très claire, plus les jours avec une température minimale inférieure à 0°C sont fréquents (Bednorz, 2004).

2.2. Projections futures d’ici 2100

Alors que le cumul moyen annuel des précipitations ne devrait pas beaucoup évoluer au cours du XXIe siècle, notamment en hiver (Jasper et al., 2004; CH2011, 2011; Zimmermann et al., 2013), la plupart des modèles numériques et scénarios d’émissions de gaz à effet de serre envisagent une augmentation significative des températures de l’air de 2 à 5°C en moyenne à l’échelle du globe d’ici 2100 (IPCC, 2013), incluant les Alpes (Jasper et al., 2004; CH2011, 2011; Zimmermann et al., 2013). Ce réchauffement devrait engendrer une réduction des précipitations neigeuses sur l’ensemble des Alpes, plus limitée à haute altitude mais pouvant atteindre plus de 80% dans certaines zones de basse altitude (Frei et al., 2018), ainsi qu’une augmentation de la quantité de neige humide par rapport à la neige sèche, surtout au printemps (Castebrunet et al., 2014).

Avec une réduction annoncée des précipitations neigeuses, combinée à une poursuite de l’augmentation des températures de l’air, les différents scénarios climatiques prévoient une forte réduction de l’épaisseur moyenne de la couverture neigeuse des Alpes d’ici la fin du XXIe siècle (Jasper et al., 2004; Rousselot et al., 2012). Celle-ci pourrait être visible à toutes les altitudes, avec une diminution envisagée de l’ordre de 35 à 50% à haute altitude et jusqu’à plus de 90% à basse et moyenne altitude selon l’intensité du réchauffement à venir (Schmucki et al., 2015; Marty et al., 2017b; Hanzer et al., 2018; Verfaillie et al., 2018). Une réduction significative de la durée du manteau neigeux continu est également prévue (Marke et al., 2015), pouvant entrainer un retard de un mois dans sa mise en place à l’automne et une fonte des neiges jusqu’à trois mois plus précoce par rapport au début des années 2000 selon les scénarios (Bavay et al., 2013; Marty et al., 2017b). Cette réduction de la couverture neigeuse, tant sur sa durée que sur son épaisseur, est donc particulièrement présagée au printemps, principale période de fonte des neiges (Magnusson et al., 2010; Steger et al., 2013). En été aux plus hautes altitudes, une fonte totale du manteau neigeux permanent pourrait aussi se produire d’ici 2100 (Bavay et al., 2009; Magnusson et al., 2010). A l’échelle de l’Europe, une forte diminution de la durée du manteau neigeux est également attendue au cours du XXIe siècle (Jylhä et al., 2008), tout comme une réduction de l’extension de la couverture neigeuse dans l’hémisphère Nord, pouvant aller de 7 à 25% entre le scénario de réchauffement climatique le plus optimiste et le plus pessimiste (IPCC, 2013).

Ainsi, d’ici la fin du XXIe siècle, un manteau neigeux continu en hiver ne pourrait vraisemblablement être garanti dans les Alpes qu’au-delà de 2000 m d’altitude, tandis que les altitudes moyennes (1000-1700 m) seraient concernées par des manteaux neigeux continus aléatoires, environ un hiver sur deux (Schmucki et al., 2017). Ces futurs changements attendus dans l’épaisseur et la durée de la couverture neigeuse correspondraient approximativement à une remontée moyenne de l’enneigement continu en altitude équivalente à 800 m d’ici la fin du siècle (Bavay et al., 2013; Marty et al., 2017b).

3. Conséquences des variations du manteau neigeux

3.1. Sur les écosystèmes

Des changements dans les conditions d’enneigement peuvent avoir de multiples effets bioclimatiques sur la dynamique des communautés de plantes dans les Alpes, pouvant significativement varier d’une espèce à l’autre (Wipf et al., 2009). Parmi ces changements, l’occurrence de la fonte des neiges au printemps joue un rôle important sur le contrôle de la date de démarrage de la croissance des plantes. En effet, après la disparition du manteau neigeux continu, la plupart des espèces démarrent leur croissance au bout d’un certain délai (Jonas et al., 2008a) (figure 4), dont la durée est très dépendante des conditions de températures de l’air. Le cumul de ces températures après la fonte des neiges est un élément majeur déterminant le temps moyen nécessaire au déclenchement de la croissance des plantes (Huelber et al., 2006). Il faut compter en moyenne entre deux et trois semaines après la date de déneigement (correspondant approximativement à un cumul de 100 degrés-jours) pour que la plupart des communautés de plantes démarrent leur croissance (Vitasse et al., 2017).

thumbnail Figure 4

Données issues d’un capteur ultrasonique (SR50), illustrant la fonte des neiges puis le démarrage de la croissance de la végétation alpine à la fin du printemps sur le site de Tujetsch en Suisse (2270 m d’altitude). La ligne grise représente l’ajustement linéaire effectué sur ces données, afin de déterminer un indice de croissance pour les plantes. ∆tgp matérialise la période de croissance et hmax la hauteur maximale de la végétation (adapté de Jonas et al., 2008a). Data from an ultrasonic sensor (SR50), showing the snowmelt and the beginning of alpine vegetation growth at the end of spring (Tujetsch, Switzerland, 2270 m asl). The gray line represent the linear fit used to determine a plant-growth indice. ∆tgp denotes the growth period and hmax the maximum vegetation height (adapted from Jonas et al., 2008a).

Une date de fonte des neiges plus avancée dans la saison a pu être ainsi mise en relation avec un démarrage plus précoce de la croissance de la plupart des espèces, que ce soit dans les Alpes (Wipf et al., 2009; Vitasse et al., 2017), ou encore dans d’autres zones montagneuses du globe telles que l’Alaska (Livensperger et al., 2016) ou les Montagnes Rocheuses (Inouye, 2008; Sherwood et al., 2017). Ce déneigement plus avancé dans la saison permet aux plantes de disposer d’une plus longue période végétative (Wheeler et al., 2016), engendrant notamment une augmentation de leur taille moyenne (Jonas et al., 2008a; Sherwood et al., 2017), avec toutefois une vitesse de croissance ralentie pour les espèces adaptées à la présence d’un manteau neigeux en raison d’une plus grande fréquence d’événements de gel (Wipf et al., 2009). Des études réalisées dans les Alpes et à travers le monde suggèrent que la date de fonte des neiges est le principal facteur contrôlant la vitesse, la floraison et la capacité de croissance de la plupart des communautés de plantes alpines (Livensperger et al., 2016; Sherwood et al., 2017; Vitasse et al., 2017), avec de surcroît une importance des conditions de température de l’air juste après le déneigement (Jonas et al., 2008a; Hülber et al., 2010; Petraglia et al., 2014). Dans les Montagnes Rocheuses, il a par exemple été démontré qu’un déneigement avancé engendre une floraison plus abondante et précoce de certaines communautés (Inouye et al., 2002; Inouye, 2008), mais aussi une richesse en espèces accrue (Winkler et al., 2018), ce qui est également visible dans les Alpes (Wipf et Rixen, 2010).

La date de la fonte des neiges influence aussi significativement la phénologie et les dommages sur certaines communautés de plantes, liés à différentes espèces d’insectes herbivores. En raison d’une fonte de plus en plus précoce, le saule herbacé a par exemple vu une baisse dans son aptitude à se reproduire (Wheeler et al., 2016).

Malgré les effets positifs d’un allongement de la période végétative des communautés de plantes alpines, permis par une fonte des neiges progressivement plus précoce, les événements de gel ayant lieu en fin d’hiver et en début de printemps risquent de mettre en péril la croissance de ces plantes adaptées à la neige, voire de leur causer des dégâts irréversibles (Inouye et al., 2002). Il a par exemple été observé dans les Alpes que des événements de gel ayant eu lieu après la fonte des neiges étaient responsables d’une diminution de la croissance et de la floraison de la myrtille (Rixen et al., 2010; Gerdol et al., 2013). La plupart des dommages liés au gel et observés sur les communautés de plantes alpines surviennent dans les deux à trois semaines suivant la date de fonte des neiges, constituant alors une période de grande vulnérabilité face à ce risque de gel tardif (Rixen et al., 2012). La date de fonte des neiges constitue ainsi une période clé pour ces plantes, puisque dans le cas d’une occurrence plus précoce, elle peut significativement augmenter leur risque d’exposition au gel tardif pendant cette période de vulnérabilité (Choler, 2015; Klein et al., 2018) ainsi que les dommages liés à ces événements (Inouye, 2008; Sherwood et al., 2017), ou encore diminuer leur résistance face aux températures de l’air négatives (Wipf et al., 2009; Wheeler et al., 2014). Des variations d’épaisseur et de durée de la couverture neigeuse peuvent aussi affecter sensiblement la résistance au gel d’un certain nombre de communautés de plantes alpines au moment de la fonte des neiges, qui est par conséquent un moteur essentiel à la réponse de ces plantes face au changement climatique (Palacio et al., 2015).

Avec un climat futur plus chaud et un avancement progressif de la date de déneigement, ces communautés risquent de se retrouver de plus en plus face à des événements de gel tardif, ce qui pourrait contrebalancer le bénéfice d’une période de croissance plus longue grâce à une fonte des neiges plus précoce (Rixen et al., 2012). Comme de fortes corrélations existent entre la température de l’air au printemps, la date de fonte des neiges, le début de croissance et la taille maximale des communautés de plantes alpines, il est envisagé d’ici la fin du XXIe siècle une augmentation de la taille des plantes et de la production de biomasse, mais sans néanmoins tenir compte de ce risque d’exposition au gel (Rammig et al., 2010; Carlson et al., 2017). L’augmentation envisagée des températures de l’air devrait toutefois permettre de contrebalancer les effets néfastes d’une fonte des neiges plus précoce, en limitant les événements de gel tardif après la fonte des neiges et donc, en freinant le risque d’exposition et de dommages liés à ce gel pour les communautés de plantes alpines (Sherwood et al., 2017). Cette compensation a d’ailleurs déjà pu être observée dans les Alpes suisses, où le risque d’exposition au gel de ces plantes est resté inchangé depuis 1970 malgré une fonte des neiges progressivement plus précoce à toutes les altitudes, notamment grâce à une augmentation des températures minimales et maximales de l’air au cours de la même période (Klein et al., 2018).

Le réchauffement de l’air engendre également une déstabilisation des habitats des communautés de plantes alpines dans les Alpes, surtout pour celles qui se sont adaptées à une couverture neigeuse régulière (Carbognani et al., 2014). Ces espèces souffrent particulièrement du recul observé du manteau neigeux en se faisant progressivement coloniser par des espèces végétales venues d’étages altitudinaux inférieurs, et sont donc les plus menacées à terme (Matteodo et al., 2016). Dans les Alpes, ce sont donc surtout les communautés de plantes alpines de moyenne et haute altitude plutôt que les prairies qui sont en déclin à cause du réchauffement des températures de l’air, colonisées petit à petit par d’autres espèces provenant de l’étage subalpin et donc mieux adaptées aux températures de l’air plus douces (processus de thermophilisation) (Cannone et al., 2008; Vittoz et al., 2009; Gottfried et al., 2012). Ce mécanisme est un bon indicateur du réchauffement climatique, car il a été plus important dans les régions de montagne où la température de l’air a davantage augmenté lors de ces dernières décennies (Gottfried et al., 2012). Au cours du XXe siècle dans les Alpes, une remontée progressive en altitude de l’habitat de certaines communautés de plantes alpines a déjà pu être observée, entrainant une augmentation de la richesse en espèces à haute altitude aux abords des sommets (Walther et al., 2005; Erschbamer et al., 2011; Grytnes et al., 2014; Steinbauer et al., 2018), en lien avec l’augmentation des températures de l’air (Pauli et al., 2007; Lenoir et al., 2008; Frei et al., 2010; Matteodo et al., 2013; Wipf et al., 2013; Lamprecht et al., 2018). En outre, le même phénomène se reproduit pour les arbres à travers le monde, où une remontée progressive en altitude de la plupart des espèces est observée afin de retrouver des conditions climatiques plus favorables à leur survie (Gehrig-Fasel et al., 2007; Harsch et al., 2009).

Le manteau neigeux hivernal affecte aussi la faune de montagne, même si toutefois les effets de sa variation avec le changement climatique sont moins bien connus et plus contrastés selon les espèces que pour les communautés de plantes alpines. Tout d’abord, le déclin de la couverture neigeuse tout comme la précocité de la fonte des neiges peuvent être bénéfiques pour certaines espèces. Les rongeurs ou les ongulés voient ainsi par exemple leur accessibilité à la nourriture facilitée avec la réduction de l’épaisseur et de la durée du manteau neigeux (Korslund et Steen, 2006; Robinson et Merrill, 2012). Une couverture neigeuse moins épaisse en hiver et un déneigement plus précoce permettent également un meilleur succès reproductif pour le renne (Helle et Kojola, 2008) ou le lagopède alpin (Novoa et al., 2008; Imperio et al., 2013; Novoa et al., 2016), mais aussi un taux de survie plus élevé pour le chamois (Jonas et al., 2008a), ou encore une mobilité et une zone d’habitat plus étendues pour le bouquetin (Grignolio et al., 2004; Mignatti et al., 2012). En revanche, la diminution observée de la couverture neigeuse au cours de ces dernières décennies a entrainé une réduction de la taille des portées des marmottes dans les zones alpines (Tafani et al., 2013).

3.2. Sur les cycles hydrologiques

L’accumulation de neige et notamment sa fonte au printemps ont un rôle prépondérant sur l’importance des débits des rivières en montagne selon les saisons : en hiver, ces débits sont faibles et continus, tandis qu’ils sont beaucoup plus importants au printemps, essentiellement en raison de l’apport lié à la neige fondue (López-Moreno et García-Ruiz, 2004). Avec une fonte des neiges prévue pour être de plus en plus précoce en moyenne au cours du XXIe siècle, le ruissellement maximal des cours d’eau devrait progressivement s’avancer dans la saison, à savoir en hiver et au printemps, alors que les besoins en eau sont moins importants qu’en été (Barnett et al., 2005). Cette augmentation du ruissellement en hiver et au printemps a déjà pu être observée dans les Alpes lors des dernières décennies et n’a pas pu être expliquée par un unique changement des quantités des précipitations totales. La raison viendrait plutôt d’une transformation progressive des précipitations neigeuses sous forme de pluie, en lien avec une réduction significative du nombre de jours avec des températures de l’air négatives (Birsan et al., 2005). Dans les Alpes, la contribution de la fonte des neiges à l’approvisionnement en eau reste actuellement significative jusqu’en milieu d’été (Bavay et al., 2009). Néanmoins, d’ici 2100 et quel que soit le scénario de réchauffement climatique envisagé, l’augmentation progressive des températures de l’air risque d’affecter notablement les régimes d’écoulement des eaux via l’impact de la fonte du manteau neigeux. Ce décalage du ruissellement des eaux de fonte, progressivement plus important en hiver et au printemps et plus faible en été, devrait se poursuivre dans les Alpes au cours du XXIe siècle, avec un pic maximal lié à la fonte des neiges décalé au printemps (Zierl et Bugmann, 2005; Bavay et al., 2013; Hanzer et al., 2018), pouvant entrainer des sécheresses plus importantes en été (Confortola et al., 2013) et poser des problèmes d’approvisionnement en eau. D’ici la fin du siècle, la contribution de la fonte des glaces et du manteau neigeux à la décharge hydrologique devrait en outre nettement diminuer, tout comme les flux hydriques et la disponibilité en eau dans les Alpes, en particulier dans les zones de basse et moyenne altitude (Jasper et al., 2004; Farinotti et al., 2012).

Les glaciers alpins souffrent également du changement climatique. En effet, leur bilan de masse dépend des conditions climatiques extérieures, dont la température de l’air et les précipitations. L’évolution annuelle de ce bilan de masse est donc particulièrement sensible aux variations annuelles de ces deux paramètres climatiques (Rabatel et al., 2013; Reveillet et al., 2017). Des précipitations totales relativement inchangées avec toutefois une part plus faible tombant sous forme de neige, combinées à une augmentation significative des températures de l’air au cours de ces dernières décennies ont engendré un déséquilibre du bilan de masse des glaciers. Une remontée progressive de 170 m en altitude de la limite séparant leurs zones de bilan de masse excédentaires et déficitaires (ligne d’équilibre) a ainsi déjà pu être observée dans les Alpes occidentales depuis les années 1980, en lien essentiellement avec l’augmentation des températures de l’air (Rabatel et al., 2013). Ce déséquilibre, majoritairement commandé par une fusion liée à l’augmentation des températures de l’air, plutôt que par une diminution des apports en précipitations neigeuses (Vincent, 2002; Rabatel et al., 2013; Thibert et al., 2013), tend à réduire progressivement la surface des glaciers. Une perte de 45% de leur surface a été constatée en moyenne dans les Alpes entre 1900 et 2011 (Huss, 2012), dont près de 30% a été perdue depuis les années 1970 (Haeberli et al., 2007; Diolaiuti et al., 2012; Fischer et al., 2014; Gardent et al., 2014). Cette réduction de surface s’accélère surtout depuis le début des années 1990, que ce soit à l’échelle du globe (Zemp et al., 2015) ou de l’ensemble des Alpes (Cannone et al., 2008; Abermann et al., 2009; Huss, 2012) et devrait vraisemblablement se poursuivre jusqu’à la fin du XXIe siècle (Huss, 2012). Un potentiel réchauffement d’environ 3 à 4°C d’ici 2100 pourrait entrainer une réduction d’environ 80 à 90% du volume tout comme de la surface des glaciers alpins actuels (Zemp et al., 2006; Linsbauer et al., 2013; Radić et al., 2014; Hanzer et al., 2018).

Depuis les années 1970, la fonte accélérée du manteau neigeux et le recul des glaciers alpins engendrent aussi une augmentation des débits des cours d’eau au printemps et en été. Cette augmentation est à mettre principalement en lien avec le ratio pluie/neige plus faible et donc, avec une accumulation plus faible de neige et un réchauffement de l’air (Pellicciotti et al., 2010), ce qui est également envisagé à terme dans les futurs scénarios climatiques, comme par exemple en Himalaya (Sharma et al., 2013). A l’automne, l’évolution progressive des chutes de neige en précipitations liquides au cours des prochaines décennies risque par ailleurs d’engendrer une plus grande probabilité de crues (Bavay et al., 2009).

3.3. Sur le tourisme hivernal

L’influence du changement climatique et notamment de la fonte rapide du manteau neigeux sur les activités économiques humaines telles que le tourisme hivernal est un phénomène complexe et encore assez mal connu de nos jours. Selon une étude réalisée dans les Alpes autrichiennes, une relation significative existe entre la variation de l’épaisseur du manteau neigeux et celle de la durée des séjours des touristes pour les stations de basse et moyenne altitude : plus l’enneigement naturel moyen est faible et plus la durée des séjours est courte (Falk, 2010). L’étude de Pütz et al. (2011) confirme que les touristes perçoivent comme très important la fiabilité de l’enneigement hivernal de leurs potentielles futures destinations à la montagne. Les conditions météorologiques possèdent également une incidence sur la fréquentation touristique des stations de ski. En effet, un temps ensoleillé semble être un atout suffisant pour maintenir la fréquentation dans les stations en cas de mauvaises conditions d’enneigement (Gonseth, 2013), comme cela a par exemple pu être le cas lors de l’hiver 2010-2011 dans les Alpes françaises (François et al., 2014). L’étude de Falk (2013) soutient en revanche que les conditions météorologiques et d’enneigement ont un faible impact sur la demande touristique. Il a été calculé qu’une diminution de 10% de l’épaisseur de la couverture neigeuse ne réduit que d’environ 1% le nombre de nuitées, essentiellement grâce à la compensation permise par l’enneigement artificiel.

Afin d’établir la viabilité actuelle et future d’une station de ski par rapport à son enneigement, un principe appelé « règle des 100 jours » a été internationalement admis et stipule qu’une station est viable si au cours d’un hiver, un enneigement minimal de 30 cm est observé pendant au moins 100 jours aux altitudes intermédiaires de la station, et si cela se retrouve au minimum 7 hivers sur 10 (Abegg et al., 2007). L’altitude moyenne de cette ligne de viabilité est variable selon les régions, s’etendant de 1050 m dans la partie Nord des Alpes (Allemagne, Autriche) à 1500 m dans sa partie Sud (Alpes françaises du Sud, Italie). Cette viabilité risque d’être mise à rude épreuve avec le réchauffement climatique annoncé et la réduction progressive de l’épaisseur tout comme de la durée moyenne du manteau neigeux lors des prochaines décennies. Une augmentation de la température de l’air de 2°C pourrait ainsi diminuer d’environ 25% le nombre de stations de ski possédant un enneigement naturel moyen satisfaisant en hiver afin d’assurer l’ouverture de leur domaine (Koenig et Abegg, 1997; Elsasser et Messerli, 2001; Steiger et Abegg 2018), voire près de 50% des stations en cas d’augmentation de 4°C de la température de l’air (Elsasser et Messerli, 2001).

La fabrication de neige artificielle serait alors de plus en plus privilégiée, tout comme les stations de ski se situant à des altitudes plus élevées, au détriment de celles de basse et moyenne altitude, engendrant un grand nombre de nouveaux problèmes, notamment économiques et environnementaux (Elsasser et Messerli, 2001). L’enneigement naturel hivernal est d’ores et déjà partiellement critique dans les Alpes autour de 1200 m d’altitude, tandis qu’il est encore significatif à partir de 2000 m et devrait a priori le rester jusqu’en 2050 environ (Rixen et al., 2011). Afin de maintenir leur viabilité et une offre de ski d’ici la fin du XXIe siècle, la plupart des stations pourraient devoir multiplier leur fabrication de neige artificielle par deux en cas d’augmentation de 2°C des températures de l’air (Steiger et Abegg 2018), voire par quatre si celle-ci dépasse les 3°C (Steiger, 2010; Steiger et Stötter 2013).

Avec ce réchauffement de l’air envisagé, l’enneigement artificiel deviendra rapidement critique à son tour à basse et moyenne altitude dans les décennies à venir (Rixen et al., 2011). Cette neige artificielle supplémentaire ne pourra pas totalement compenser les effets du réchauffement climatique, dans le sens où l’augmentation des températures de l’air au-delà de 2°C ne permettra probablement plus de fabriquer cette neige en quantité suffisante (Pons et al., 2015) et donc assurer une durée d’enneigement satisfaisante pour l’activité des stations de sports d’hiver de basse et moyenne altitude, surtout pour celles se situant en-dessous de 1600 m (Steiger et Mayer, 2008). Dans les Alpes, la viabilité du tourisme hivernal se limitera progressivement aux altitudes supérieures à 1800 m à l’horizon 2050 (Elsasser et Bürki, 2002; Steger et al., 2013), puis au-delà de 2000 m vers 2100 (Steger et al., 2013). La fabrication de neige artificielle pourrait permettre aux stations de retarder les effets du réchauffement climatique sur le manteau neigeux et de maintenir une certaine offre de skiabilité jusqu’au milieu du XXIe siècle (Steiger, 2010). Toutefois, en raison de la limitation technique de ce procédé et des besoins toujours plus grands par rapport aux potentiels de production, l’enneigement artificiel risque de ne pas être une solution durable à terme (Spandre et al., 2015).

L’étude de Wolfsegger et al. (2008) montre pourtant que le changement climatique n’est pas forcément perçu comme une menace sérieuse par certains dirigeants de stations de ski de basse altitude, qui estiment qu’avec l’adaptation technologique, la société devrait trouver des solutions efficaces au cours du XXIe siècle afin de compenser la diminution progressive envisagée de l’enneigement naturel, essentiellement grâce à la fabrication de neige artificielle.

Conclusion

Cet état des lieux bibliographique a permis de mettre en évidence la dimension du récent changement climatique observé depuis le XXe siècle à travers les Alpes européennes (notamment occidentales et centrales), avec de fortes disparités selon l’altitude ou les saisons. L’augmentation de près de 2°C des températures de l’air observée au cours de ces dernières décennies et une diminution de la part des précipitations tombant sous forme de neige ont entrainé une importante réduction du manteau neigeux alpin, que ce soit dans sa durée ou son épaisseur. Cette réduction devrait vraisemblablement se poursuivre au cours du XXIe siècle, pouvant aller certains hivers jusqu’à priver de couverture neigeuse les zones se situant sous 2000 m d’altitude. La disparition progressive observée et envisagée de la couverture neigeuse en hiver et au printemps ne porte pas atteinte qu’au tourisme hivernal dans les stations de sports d’hiver, mais aussi à l’approvisionnement général et la distribution des ressources en eau, ou encore à l’ensemble des écosystèmes d’altitude adaptés à cette présence de neige régulière. Ces derniers voient en effet leur habitat naturel lentement se modifier ou disparaitre, en les contraignant à migrer en altitude, tant que cela reste possible. Migrer vers les sommets pour ces écosystèmes ou pour les stations de sports d’hiver ne semble pas être une solution durable, car les zones de haute altitude n’apparaissent pas forcément beaucoup plus épargnées à terme que celles de basse ou moyenne altitude par ce réchauffement planétaire des températures de l’air, qui tend à s’accélérer de plus en plus depuis les années 1980.

De nouvelles études plus approfondies sur les variations et la saisonnalité du manteau neigeux dans les Alpes devraient permettre d’améliorer les connaissances sur les conséquences socio-économiques et environnementales de ces fluctuations, particulièrement à moyenne et haute altitude où les effets du changement climatique se font également ressentir.

Remerciements

Je remercie Yann Vitasse et Martine Rebetez pour leur aide et leurs précieux conseils dans la réalisation de cette revue bibliographique. Je remercie également MétéoSuisse pour avoir gracieusement fourni les données climatiques qui ont permis l’élaboration de la Figure 3, ainsi que Blandine Rimaud, Christophe Randin et Samuel Morin pour leurs améliorations éditoriales.

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Liste des tableaux

Tableau 1

Résumé des principales évolutions du manteau neigeux des Alpes observées entre 800 et 2700 m d’altitude de 1950 à 2015. Summary of the main observed snow cover trends between 1000 and 2700 m asl in the Alps from 1950 to 2015.

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Liste des figures

thumbnail Figure 1

Anomalies annuelles de température de l’air (en °C) en Suisse comparé à l’hémisphère Nord sur la période 1901-2004 (adapté de Rebetez et Reinhard, 2008). Annual temperature anomalies (°C) in Switzerland compared to the Northern Hemisphere 1901-2004 (adapted from Rebetez et Reinhard, 2008).
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thumbnail Figure 2

Ratio moyen entre le nombre de jours avec des chutes de neige et ceux avec de la pluie (SD/PD) sur la saison d’hiver (Décembre-Janvier-Février) et par catégories altitudinales entre 1908 et 2008. Les lignes en gras représentent les moyennes mobiles simples calculées sur des fenêtres de 11 ans (adapté de Serquet et al., 2011). Winter (December-January-February) mean ratio of snowfall versus precipitation days (SD/PD) by altitudinal categories from 1908 to 2008. Bold lines are unweighted moving averages with an 11-year window (adapted from Serquet et al., 2011).
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thumbnail Figure 3

Température de l’air et principaux paramètres du manteau neigeux, agrégés par saison dans les Alpes suisses sur la période 1970-2016 (anomalies moyennes de 6 stations MétéoSuisse situées entre 1298 et 2540 m d’altitude). Les tendances correspondantes sont reportées sur les graphes lorsqu’elles sont significatives (P<0,05). Long-term series of temperature and snow related parameters aggregated by season in the Swiss Alps (average anomalies from 6 sites ranged between 1298 and 2540 m asl over the 1970-2016 period). Corresponding trends are reported on the graphs when significant (P<0.05).
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Données issues d’un capteur ultrasonique (SR50), illustrant la fonte des neiges puis le démarrage de la croissance de la végétation alpine à la fin du printemps sur le site de Tujetsch en Suisse (2270 m d’altitude). La ligne grise représente l’ajustement linéaire effectué sur ces données, afin de déterminer un indice de croissance pour les plantes. ∆tgp matérialise la période de croissance et hmax la hauteur maximale de la végétation (adapté de Jonas et al., 2008a). Data from an ultrasonic sensor (SR50), showing the snowmelt and the beginning of alpine vegetation growth at the end of spring (Tujetsch, Switzerland, 2270 m asl). The gray line represent the linear fit used to determine a plant-growth indice. ∆tgp denotes the growth period and hmax the maximum vegetation height (adapted from Jonas et al., 2008a).
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