1Les glaciers tropicaux ne couvrent qu’une très petite superficie du globe, de l’ordre de 1900 km2 (Clapperton, 1993 ; Francou et Vincent, 2007). Ils sont particulièrement sensibles aux variations climatiques, et les glaciers andins sont notamment soumis à l’influence du phénomène El Niño Southern Oscillation (ENSO) et La Niña (Fontugne et al., 1999 ; Arnaud et al., 2001 ; Francou et al., 2004). Ces glaciers andins, qui représentent presque la totalité des glaciers tropicaux, suscitent un intérêt accru en raison de leur phase de retrait récente qui s’est accélérée depuis les années 1980 (Francou et al., 2005 ; Rabatel et al., 2005a). En outre, les glaciers du sud du Pérou entre 15 et 17° de latitude sud sont originaux car les Nevados (montagnes enneigées) qu’ils recouvrent sont situés dans une région sèche, de transition climatique entre l’Altiplano subhumide et un désert littoral hyperaride.
2Le Nevado Coropuna (15° 31’ S et 72° 39’ W) est le plus grand et le plus élevé des volcans potentiellement actifs du sud du Pérou (De Silva et Francis, 1990), situé à 150 km au nord-ouest d’Arequipa (département d’Arequipa). Formant une ride est-ouest de vingt kilomètres de long, il s’est édifié sur des coulées de lave et des ignimbrites d’âge néogène à une altitude de 4500 m et culmine à 6377 m à son extrémité nord-ouest. Bien qu’une calotte glaciaire en recouvre 53,9 km2 (en 2000) soit 22,5 % de la superficie du massif (240 km2), sept dômes-coulées peuvent être identifiés (fig. 1). L’épaisseur de la calotte de glace du Nevado Coropuna vers 6000 m et au-dessus varie de 34 à 146 m si l’on se fonde sur les sondages radar effectués en 2003 (Vincent, com. pers.). Sur le flanc nord, la limite de la glace est située à 5 800 m environ alors qu’elle s’abaisse jusqu’à 5 300 m sur le flanc sud. La limite des neiges persistantes se situe en moyenne à 5 300 m sur le flanc nord et à 5 000 m au sud (fig. 1). Les glaciers de vallée actuels sont de taille nettement inférieure à ceux qui recouvraient le Nevado dans le passé. En témoignent les vallées glaciaires et les moraines latérales attribuées à l’avancée maximale datée autour de 34 ka BP (Seltzer et al., 2005b) voire 37-41 ka (cette étude), qui s’étendent à 10 km du sommet jusqu’à une altitude de 3800 m (fig. 1, fig. 2).
Fig. 1 – Carte géomorphologique des formes volcaniques et glaciaires du Nevado Coropuna.
Fig. 1 – Geomorphological map of the volcanic and glacial landforms on and around Nevado Coropuna.
Fig. 2 – Carte géomorphologique de la vallée de Nevados sur le flanc sud-ouest du Nevado Coropuna.
Fig. 2 – Geomorphological map of the Nevados valley on the south-west flank of Nevado Coropuna.
1 : courbe de niveau (équidistance 25 m) ; 2 : altitude (m) ; 3 : village ; glace et neige actuelles, glaciers rocheux 4 : recouvert ; 5 : relique ou régénéré ; 6 : séracs ; 7 : limite de langue glaciaire ; 8 : étendue des neiges persistantes en 1964 ; 9 : ombilic ; 10 : verrou ; 11 : crêtes morainiques actuelles (0–300 ans BP) ; 12 : crêtes morainiques du petit âge glaciaire et historique (300–900 ans BP) ; 13 : crêtes morainiques d’âge « intermédiaire » ou holocène à tardiglaciaire (900 ans–14 ka) ; 14 : crêtes morainiques du dernier maximum glaciaire (14 >DGM ≥ 37 ka) ; 15 à 17 : moraine de fond (nuances de couleur grise selon les périodes chronologiques précédentes), 18 : fond de vallée glaciaire, dépôts et formes fluvio-glaciaires ; 19 : tourbière et marécage. (Carte de base 2330 I Pampacolca, 2340 Capilla, échelle 1/50 000, Instituto Geográfico Nacional 1964. UTM Projection « Horizontal Datum provisional South America 1956 ». Photographies aériennes n° 1495 à 15089).
1: contour level (distance 25 m); 2: elevation (in m); 3: village; present-day ice and snow, and rock glaciers 4: dirty or covered; 5: relict or regenerated; 6: seracs; 7: glacier tongue; 8: extent of persistent snow fields in 1964; 9: ombilic, depression carved by glaciers; 10: rock bar; 11: present-day and post-Little Ice Age moraine ridge (0–300 years BP); 12: Little Ice Age and historical moraine ridge (300-900 years BP); 13 : « intermediary » or Holocene to Late-Glacial moraine ridge (900 years–14 ka BP); 14: Last Glacial Maximum (>14 LGM ≥37 ka); 15 to 17: ground moraine or basal till (distinct grey colours based on afore-mentioned chronological stages); 18: glacial valley bottom, fluvial and glacial deposits and landforms; 19: peat bog and marsh. (Based on map 2330 I Pampacolca, 2340 Capilla, scale 1:50,000, Instituto Geográfico Nacional 1964. UTM Projection « Horizontal Datum provisional South America 1956 ». Aerial photographs no.1495 to 15089).
3Le but de cette étude est de retracer l’évolution passée et récente des glaciers et de la couverture neigeuse du Nevado Coropuna, grâce à une analyse géomorphologique, à l’apport de la télédétection, de la géoarchéologie, de la téphrostratigraphie et de la lichénométrie, sans oublier le recours aux datations absolues obtenues sur des matériaux volcaniques ou des tourbes en relation avec des dépôts morainiques (Jomelli et al., 2007a, 2007b ; Rabatel et al., 2008 ; Thouret et al., 2002a, 2002b ; Mercer et Palacios, 1977 ; Seltzer et al., 2005a, 2005b).
4Le strato-volcan composite et les dômes englacés du Nevado Coropuna ont fait l’objet de quelques recherches. Les travaux les plus récents, notamment ceux de V. Jomelli et al. (2007a, 2007b) et de A. Rabatel et al. (2008) portent sur des massifs voisins en Bolivie, pour le petit âge glaciaire. Les études antérieures sont nombreuses, mais ne fournissent pas une synthèse de l’évolution d’ensemble du massif. Elles ont le plus souvent pour objet un versant ou une vallée particulière dont les données ne peuvent être généralisées. Il existe des datations 14C (carottes sédimentaires et téphras) sur le massif du Coropuna (fig. 1) mais elles sont encore lacunaires. Dans cet environnement semi-désertique et de haute altitude, l’exposition et l’altitude contrôlent les conditions climatiques sur les pentes. Les différents sytèmes morainiques sont localisés et associés, lorsque cela est possible, à des téphras reconnus (comme celui de la grande éruption du Huaynaputina en 1600 AD : Thouret et al., 2002b) et datés dans la région ou attribués à une phase glaciaire contemporaine de systèmes morainiques déjà datés dans d’autres massifs comme la Cordillère Vilnacota et le Nevado Quelccaya (Mercer et Palacios, 1977 ; Seltzer et al., 2005a, 2005b). Dans le cas du Nevado Coropuna, des données archéologiques (fig. 1 ; Ziolkewski et Belán Franco 2001 ; Kuentz et al., 2006a, 2006b) sont utilisées et complétées par des datations obtenues par sondage dans les tourbières situées à proximité des moraines. Des marqueurs téphrostratigraphiques correspondant à des événements historiques bien datés (cf. la cendre dacitique blanche du Huaynaputina retombée à partir du 19 février 1600 AD) servent également de référence. Les âges 14C disponibles sont cependant trop peu nombreux ; en effet, les dates disponibles sont trop anciennes (10-11 ka pour celles obtenues dans les tourbières : Thouret et al., 2002b ; fig. 1 et fig. 2), et toute extrapolation sur une période non datée est impossible.
5La carte géomorphologique (fig. 1) a été élaborée à partir : 1) des cartes topographiques à 1/50 000 et 1/25 000, 2) de l’interprétation des photographies aériennes de 1955 (Instituto Geográfico Militar), 3) des images satellite Landsat (1990 et 2000) et SPOT (1996 et 1998), complétées par 4) des observations de terrain (Forget, 2005). La carte géomorphologique de S. Lamadon (1999) en a servi de base, mais l’identification et la localisation de certaines moraines ont été corrigées lors de la digitalisation dans le Système d’Information Géographique (SIG). L’ensemble du massif du Nevado Coropuna est cartographié, mais deux vallées sont plus particulièrement étudiées : celle du Rio Blanco sur le flanc nord-est et celle de Nevados (fig. 2) sur le flanc sud-ouest, qui ont été choisies pour leur représentativité vis-à-vis des conditions climatiques.
6Les formes d’ablation et d’accumulation de grandes dimensions, telles que les cirques glaciaires, les vallées en auge ou les moraines associées à des phases d’avancée majeure des glaciers, sont en général facilement identifiables sur les photographies aériennes. Cependant, sur celles-ci, les moraines les plus récentes liées au petit âge glaciaire sont en partie masquées par la neige. Par ailleurs, les modelés de taille plus réduite tels que les roches moutonnées ou les moraines marquant une avancée mineure ou une pause, étant plus difficiles à détecter, ont donc été repérés sur le terrain.
7Les cirques glaciaires les plus vastes, au nombre de trois, sont situés sur le flanc est, autour du Cerro Cunchaicha (fig. 3).
Fig. 3 – Délimitation des bassins glaciaires sur le Nevado Coropuna d’après les cirques glaciaires et les systèmes morainiques hérités.
Fig. 3 – Delineation of glacier ice catchments on Nevado Coropuna based on the glacial cirques and the inherited moraine systems.
Ligne d’équilibre des glaciers, 1 : actuelle (< 300 ans) ; 2 : récente (300–900 ans) ; 3 : « intermédiaire » (entre 900 ans et 14 ka) ; 4 : lors du dernier maximum glaciaire (14 >DGM ≥ 37 ka) ; 5 : moraine terminale actuelle (<300 ans) ; 6 : moraine terminale récente (300–900 ans) ; 7 : moraine terminale d’âge « intermédiaire » (entre 900 ans et 14 ka) ; 8 : moraine terminale lors du dernier maximum glaciaire (14 >DGM ≥ 37 ka) ; 9 : langue glaciaire actuelle ; 10 : cirque glaciaire actuel ; 11 : sites des colonnes stratigraphiques (cf. fig.5) ; A et B (encerclés) indiquent les sondages de Huayllaura et de Virac ; Lettre majuscule : groupe de formes et de dépôts glaciaires ayant la même source (cf. tab. 1).
Line of equilibrium of glacier, 1: present-day (<300 years); 2: recent (300 – 900 years); 3 « intermediate » (between 900 years and14 ka); 4: Last Glacial Maximum (14> LGM ≥37 ka). Altitude of terminal moraines: 5: present-day terminal moraines (<300 years); 6: recent terminal moraines (300 – 900 years); 7: « intermediate » terminal moraines (between 900 years and 14 ka); 8: terminal moraines at Last Glacial Maximum (14> LGM ≥37 ka); 9: glacier tongue; 10: glacial cirque; 11: location of stratigraphic sections of the sediment core (see fig. 5); A and B (encircled) indicate the core of the Huayllaura and the Viraco site; Upper case letter: group of glacial landforms and deposits having the same source (see tab. 1).
8Le principal, large d’environ 3 km et haut de près de 1 km, est un cirque composé qui s’ouvre vers 5 200 m d’altitude. La largeur et la longueur moyenne de ces cirques sont comprises entre 0,7 et 2,5 km respectivement, tandis que leurs parois ont un commandement moyen de 80 à 100 m. L’indice d’ouverture (Evans and Cox, 1974) calculé d’après l’angle d’arc tangente (tga = 2C/F), où C suggère la mesure de la corde et F celle de la flèche, exprime l’ampleur de la « morsure » glaciaire dans le relief. Cet indice est de 0,56 pour les cirques simples (la majorité) et de 0,86 pour les cirques composés, plus grands mais plus rares. L’altitude du plancher de ces cirques se situe en moyenne vers 5 000-5 200 m (fig. 1, fig. 3 et tab 1) mais l’un d’entre eux, que nous attribuons à une génération précédente, a été repéré sur le flanc sud du volcan vers 4 500 m d’altitude. Environ 45 % des plus grandes formes de ce type sont orientées vers le nord-est, une exposition sous le vent probablement plus favorable à l’accumulation neigeuse. Si la majorité des cirques a une origine exclusivement glaciaire, la forme des grands amphithéâtres (5 % des formes étudiées, dénommées cirques composés) est probablement polygénique. À titre d’exemple, sur le flanc sud de l’édifice, un amphithéâtre en forme de fer à cheval ouvert vers le sud-ouest résulte d’un écroulement de flanc, car un dépôt d’avalanche de débris est préservé au pied et dans cette direction ; la cicatrice a été ensuite occupée par les glaciers (fig. 1).
Tableau 1 – Synthèse des phases glaciaires et nombre de stades glaciaires sur et autour du Nevado Corupuna fondés sur l’altitude des cirques, des crêtes morainiques et de la ligne d’équilibre des glaciers (lettre majuscule, 1ère colonne : cf. fig. 3).
Table 1 – Synthesis of glacial stages and number of glacial stades around Nevado Coropuna as inferred from the altitude line of glacial cirques, moraine ridges, and Equilibrium Line Altitude (upper case letter, 1st column: see fig. 3)
9Les vallées glaciaires ont une forme en auge caractéristique, mais n’excèdent pas 5 à 7 km de longueur et 300 m de profondeur. La jonction entre deux segments de vallées glaciaires (en auge à l’amont, en berceau à l’aval) laisse souvent apparaître des corniches rocheuses formant des verrous, sur lesquels reposent des moraines d’ablation. Les ombilics sont souvent occupés par des tourbières ou marécages. Les roches striées, assez courantes, ornent la surface des roches moutonnées comme celles de la Quebrada Tailqui sur le flanc sud-est du volcan (fig. 1et fig. 3) vers 4 100 m, dont un côté est poli et l’autre irrégulier par délogeage et arrachement de blocs. Les moraines latérales et frontales sont nombreuses et de tailles variées. Dans la plupart des cas, des moraines prolongent les vallées en auge vers l’aval, encadrant une vallée en berceau. Dans les vallées en auge, même si la crête de ces moraines culmine à 200 m de hauteur relative, les corniches rocheuses apparaissant sur les flancs suggèrent que l’épaisseur du dépôt n’est en fait que de quelques dizaines de mètres. Les moraines acquièrent leur hauteur relative maximale (200 m) à l’aval, là où le versant rocheux disparaît. Ces moraines se rejoignent généralement vers l’aval pour donner un vallum effilé en forme de pointe de flèche. Le plus souvent les moraines apparaissent sous la forme de complexes composés de multiples rides, reflétant le mouvement de va-et-vient et les pauses des glaciers. En effet, sur la face interne des moraines principales, des arcs moins massifs ont été observés (1 à 50 m de hauteur), associés à des phases de pause ou de recul des glaciers. Certains arcs convergent pour former des vallums distincts, comme dans la Quebrada Huayllaura sur le flanc sud-ouest du volcan (fig. 3). Leur profil transversal est asymétrique, le versant interne étant en général plus raide (> 30°) que la pente externe (15 à 20°). Les moraines les plus longues descendent jusqu'à une altitude de 3 700-3 800 m, soit quelque 1 600 m plus bas que le front actuel des glaciers. Sur le versant nord, les moraines les plus basses se situent vers 4 600 m d’altitude, soit 1 100 m plus haut que sur le flanc sud. Aujourd’hui cette différence d’altitude des fronts des glaciers entre le nord et le sud s’est réduite à 500 m.
10La carte géomorphologique montre les différents stades d’avancée et de retrait des langues glaciaires. Ces dernières ont laissé dans le paysage actuel des formes morainiques de grande taille qui ont été regroupées selon la date estimée de leur formation en fonction de leur altitude relative et des fluctuations glaciaires identifiées dans le nord des Andes centrales (Pérou, Bolivie). Le tableau 1 donne le nombre d’arcs morainiques principaux et les bassins glaciaires notés A à R sont mentionnés sous la même dénomination sur la figure 3. Le tableau 2 se lit comme une échelle stratigraphique, dont le temps a été dilaté pour la période la plus proche de la nôtre, car cette dernière est la mieux documentée sur la base des indices de terrain, des archives et des publications disponibles. D’une manière générale, les différents stades ne sont pas également conservés partout. Pour estimer leur chronologie, la comparaison de la colonne 6 du tableau 1 avec la colonne 5 du tableau 2 montre de manière graphique les périodes de refroidissement (gris clair) et de réchauffement (gris foncé). Par exemple, les systèmes morainiques les mieux préservés parce que les plus récents atteignent une altitude moyenne de 4 900 m sur les versants orientés sud et sud-est et de 5 070 m sur les flancs nord et nord-ouest. Dans le bassin glaciaire du Rio Blanco (bassin A, tab. 1, fig. 3 et fig. 4A), nous distinguons trois stades appartenant à la période qualifiée de récente. Celle-ci regroupe le petit âge glaciaire estimé à 300–500 ans BP (au xvi-xviie et avant 1820, Jomelli et al., 2007a) et également un optimum climatique entre 800 et 900 ans BP (d’après les archives historiques).
Fig. 4 – Moraines dans la vallée du Rio Blanco (flanc nord du Nevado Coropuna, cf. fig. 1).
Fig. 4 – Moraines in the Rio Blanco valley (north flank of the Nevado Coropuna, cf. fig. 1).
A : moraine latérale datée du dernier maximum glaciaire (DMG). Au premier plan, le marécage du Rio Blanco où a été prélevée une carotte sédimentaire (Thouret et al., 2002b) ; B : deux moraines latérales à une altitude de 5 200 m. 1 : glacier actuel (flanc sud-ouest, 5 200 m) ; 2 : moraine latérale de la période récente, se décomposant en une moraine a (900-700 ans BP) et une moraine b du petit âge glaciaire entre 300 et 500 ans BP ; 3 : moraine latérale du DMG ; 4 : glacier rocheux actif.
A: a lateral moraine attributed to the Last Glacial Maximum. In the foreground the “bofedal” (peat-bog) of the Rio Blanco valley in which a sediment core has been drilled (Thouret et al., 2002b); B: two distinct lateral moraines at 5200 m in elevation. 1: present-day glacier (south-western flank, 5200 m); 2: recent lateral moraine including a 900–700 yr BP-old moraine (a) and a 300 and 500 yr BP-old moraine (b) of the Little Ice Age; 3: LGM lateral moraine, 4: active rock-glacier.
11Afin de simplifier la lecture des figures 1 et 2, les systèmes morainiques ont été regroupés en quatre phases englobant chacune 1 à 4 stades glaciaires (tab. 1, fig. 1 à fig. 3) : «Présent» entre aujourd’hui et 300 ans BP, «Récent» de 300 à 900 ans BP, «Intermédiaire» de 900 ans BP à 14 ka et enfin le dernier maximum glaciaire (DMG) entre 14 et 37-41 ka.
12Pour le Dernier Maximum Glaciaire, il est possible de définir trois stades dans la Quebrada Huairahuasi (bassin K, tab. 1 et fig. 3), qui ne sont pas visibles dans les autres bassins comme celui de Toma de Huayallaura (bassin L, tab. 1 et fig. 3) où un seul stade de retrait est distingué. La dernière avancée glaciaire de cette période a sans doute effacé les moraines précédentes ou bien celles des stades plus anciens n’étaient pas assez volumineuses pour être conservées. L’avancée maximale des glaciers attribuée au Dernier Maximum Glaciaire peut être précisée en utilisant une carotte (fig. 5 b) prélevée à environ 5 km à l’amont du village de Viraco (fig. 1) au sommet de l’une des moraines latérales les plus longues située à 3360 m sur le flanc SE du Nevado Coropuna (Lamadon, 1999). Sur le dépôt morainique on observe sur 250 cm d’épaisseur environ une alternance de sols et de lits de cendres, avec parfois des lits de ponces. À 110 cm au-dessus de la moraine, une datation 14C dans les cendres a fourni un âge de 37,37 ± 1,16 ka (14C conventionnel, âge de 41 ka corrigé). Une quarantaine de cm au-dessus, dans des cendres noires (Thouret et al., 2002b) du charbon de bois a été daté de 27,2 ± 0,3 ka (14C conventionnel, soit un âge calibré de 30-31 ka cal BP). Les cendres sont probablement issues de l’activité éruptive fissurale qui a engendré les trois coulées de lave récentes sur les flancs ouest, sud-est et est-nord-est des dômes du Coropuna (fig. 1, tab. 2).
Tableau 2 – Synthèse des fluctuations climatiques principales sur et autour du Nevado Coropuna, déduites des campagnes de terrain, de la chronologie relative et des publications scientifiques.
Table 2 – Synthesis of the principal climate fluctuations as deduced from field surveys and relative chronology on Nevado Coropuna, and compared to scientific publications related to southern Peru
13Du reste, sur le flanc nord-est, l’épanchement lavique est emboîté dans les moraines latérales d’une vallée glaciaire attribuée au DGM sur la base de la position du système des moraines latérales par rapport aux systèmes répertoriés dans le tableau 1 et sur la figure 1. La présence, sur la moraine de Viraco, d’andosols ou sols andiques antérieurs aux cendres datées à environ 37 ka (41 ka cal BP) suggère que celle-ci pourrait correspondre au maximum glaciaire le plus ancien daté à 40-45 ka (grâce aux cosmonucléides) dans la Cordillère orientale au sud du Pérou (Seltzer et al., 2005b). Les dates 14C obtenues dépassent la gamme de calibrage direct (26 ka). Cependant, elles peuvent être comparées aux datations récentes publiées pour la carotte sédimentaire du bassin de Cariaco, qui a été étroitement corrélée avec la carotte de glace bien datée du site GISP2 Greenland Ice Core (Hughens et al., 2004)
14De la même manière, on peut estimer la date de la fin du maximum glaciaire, soit le début du Tardiglaciaire. La base d’une longue carotte sédimentaire (13,5 m) extraite de la grande tourbière de Huayllaura située à 4 300 m dans la vallée en auge de la vallée de Huayllaura, sur le flanc sud-ouest (Lamadon, 1999 ; Kuentz et al., 2006a, 2006b ; fig. 1, fig. 3 et fig. 5a) contient des sédiments limoneux d’origine proglaciaire juste en dessous d’une tourbe datée à 10 090 ± 150 ans 14C BP, qui correspond à un intervalle de 11 218 à 12 342 ans cal BP (avec un niveau de confiance de 95 %), soit une valeur moyenne de 11 700 ans cal BP ). Proche de ce lieu, le gros glacier de cette vallée en auge longue de 6,5 km battait déjà en retraite entre 12 et 11 ka cal BP à environ 4 600-4 500 m. Ainsi, sur le flanc sud-ouest du massif, la période tardiglaciaire (tab. 2) est plus ancienne que 11 ka voire 12 ka.
Fig. 5 – Chronologie et tephra-stratigraphie des moraines du Dernier Maximum Glaciaire et du Tardiglaciaire.
Fig. 5 – Stratigraphy and tephra-chronology of the Last Glacial Maximum and Late-Glacial.
A : stratigraphie de la carotte extraite de la tourbière de la Quebrada Huayllaura (fond de l’auge glaciaire de la vallée du Rio Blanco, flanc sud-ouest du Nevado Coropuna à 4300 m d’altitude) ; B : stratigraphie des sols et téphras recouvrant une moraine latérale du système frontal appartenant au Dernier Maximum Glaciaire (flanc sud du Nevado Coropuna, vallée de Viraco, à 3900 m d’altitude, 15°38’16 S et 72°30’50 O).
A: stratigraphic log of the sediment core drilled in the peat-bog (Qda. Huayllaura) at the bottom of the glacially-shaped valley of Rio Blanco (SW flank of Nevado Coropuna, 4300 m asl.); B: stratigraphic log of soils and tephras overlying a lateral moraine that belongs to the Last Glacial Maximum front system (south flank of the Nevado Coropuna, Viraco valley at 3360 m asl, 15°38’16 S and 72°30’50 W).
15Les sites datés servent de référence à la chronologie relative proposée, reposant ainsi sur quelques datations 14C (Lamadon, 1999), sur la vitesse de sédimentation de la tourbe (environ 1 m/ka) calculée d’après les tourbières sondées autour du Nevado Coropuna, et enfin sur les téphras datés dans la région (Thouret et al., 2001, 2002a, 2002b ; tab. 2) et indirectement sur des sites grossièrement datés par les archéologues (M. Ziolkowski in Forget, 2005 ; fig. 1). D’autres moyens de dater indirectement et approximativement les moraines récentes reposent sur les tourbières sondées et datées et sur la lichénométrie qui, avec Rhizocarpon geographicum, lichen le plus fréquemment utilisé (Jomelli et al., 2008a), offre un moyen de datation. Dans la Cordillère Blanche au Pérou, des moraines du petit âge glaciaire ont ainsi pu être datées (Jomelli et al., 2007b) et aider à préciser la dynamique des glaciers. Une première avancée glaciaire a été identifiée entre 1580 et 1660, à l’origine des moraines situées jusqu’à 600 m à l’aval du front des glaciers actuels. Une seconde avancée date du début du xixe siècle. Selon les derniers travaux de V. Jomelli et al. (2009a, 2008b) et de A. Rabatel et al. (2008), cette ré-avancée témoigne d’un climat aux précipitations plus abondantes permettant une accumulation suffisante de neige et la mise en mouvement des glaciers. Le petit âge glaciaire apparaît relativement synchrone au Pérou et en Bolivie, avec une avancée maximale vers 1650. Lui succède une phase générale de recul ou de stagnation des glaciers, avec quelques phases de ré-avancée très faibles.
16Malheureusement, les conditions hygrométriques sur le Nevado Coropuna ne permettent pas la croissance de Rhizocarpon geographicum. L’espèce retenue est Buellia punctata, qui possède des thalles blanc à gris, et qui est un lichen de la famille des Physciaae, dont la distribution et l’écologie sont cosmopolites. Pour s’adapter à ce type d’échantillon et traiter comme une variable simple l’association entre la taille du lichen et son âge, il a paru préférable d’utiliser le modèle de P. Naveau et al. (2007) fondé sur la théorie des valeurs extrêmes et la distribution dite Generalized Extreme Value (GEV). En outre, l’effet de «contexte» ou «bruit» issu des facteurs de l’environnement sur la croissance des lichens (exposition, neige, etc.), qui est trop complexe pour être clairement mesuré, ainsi que les erreurs liées à la mesure et celles liées à l’incertitude sur les surfaces datées, sont résumées par une erreur globale intégrée au modèle. Le modèle statistique développé par P. Naveau et al. (2007) pour interpréter les données lichénométriques donne un âge probable dans un intervalle de dates fournies. Par exemple la moraine latérale du Rio Blanco au nord du volcan (fig. 1 et fig. 4A), non datée, a un âge maximal de 4 ka, car elle repose sur une tourbière dont la base a été datée à 4 ka (âge minimum, étant donné le délai entre l’abandon par la glace et la turbification, d’après l’examen de la carotte de tourbe COR 300 : Lamadon, 1999 ; Thouret et al., 2002b). Ainsi, l’âge minimum de cette moraine est de 2 ka.
17Le massif du Nevado Coropuna a été divisé en dix-huit bassins glaciaires, correspondant chacun à une langue de glace, à laquelle a été attribué un bassin d’accumulation (de A à R sur la fig. 3). Dans le but de distinguer les bassins glaciaires et les vallées à l’aval, les images Landsat et SPOT ont été corrigées géométriquement en utilisant un modèle numérique de terrain (MNT) avec une résolution de 30 m. Les rides morainiques ont servi à délimiter l’extension maximale de chaque glacier au cours du temps, selon son orientation (tab. 1). La synthèse du découpage réalisé sur ArcGIS représente des bassins glaciaires dont l’existence a recouvert une période allant du dernier maximum glaciaire (DMG) à nos jours. La fig. 3 représente les différents bassins glaciaires décrits dans le tableau 1, auxquels sont associées les moraines terminales du dernier maximum glaciaire (DMG) et celles du petit âge glaciaire, ainsi que les lignes d’équilibre des glaciers pour ces deux périodes.
18Les variations de la surface de la calotte glaciaire postérieure au petit âge glaciaire et celles reconnues depuis 1964 par télédétection ont été étudiées à partir des fluctuations de la ligne d’équilibre des glaciers (LEG, ELA Equlibrium Line Altitude des Anglo-saxons) et de l’altitude de la ligne des neiges persistantes (LNP, SLA Snow Line Altitude des Anglo-Saxons). La ligne des neiges persistantes (LNP) a été déterminée sur les images sélectionnées à la fin de la saison sèche afin d’éviter de prendre en compte les chutes de neige récentes. Selon L. Lliboutry (1965) et A. Rabatel (2005), cette LNP est représentative de la LEG à la fin de la saison sèche. La LEG moyenne annuelle a été déterminée sur la partie centrale des glaciers pour éviter les biais que pourrait induire la neige additionnelle sur les bords, qui proviendrait d’avalanches ou de congères dues au vent.
19La réponse de la ligne d’équilibre des glaciers (LEG) aux changements climatiques a été étudiée dans les Andes (Kaser, 1995) et a été modélisée dans les Alpes (Kuhn, 1984), après avoir été déterminée par télédétection. Puisque le suivi du bilan de masse directement sur le glacier demande un lourd investissement et une logistique peu commune, des études de télédétection ont donc été mises en œuvre depuis trente ans pour surveiller les glaciers (Meier, 1979) et les possibilités offertes par cet outil ont été testées et discutées depuis 1990 (par exemple Vuille et al., 2001 ; Rabatel et al., 2005b). La méthode est fondée sur l’analyse de la variation de la paléo-LEG, en adoptant le rapport de la surface d’accumulation par tranche altitudinale (AAR Accumulation Area Ratio) (Benn et Evans, 1998 ; Porter, 2001 ; Benn et al., 2005). Cette dernière prend en considération la taille, la forme et la distribution de la surface totale de la glace en fonction de l’altitude. Elle suppose que la zone d’accumulation du glacier occupe une proportion fixe de la surface totale du glacier et que les taux d’accumulation et d’ablation sont fixes selon l’altitude. La LEG divise ainsi le glacier en deux zones, accumulation et ablation, tandis que leurs fluctuations altitudinales induisent une modification des proportions de chacune de ses surfaces et donc un changement du bilan de masse général du glacier (Leonard et Fountain, 2003 ; Wagnon et al., 2003). La limite principale de la méthode qui traite du rapport de la surface d’accumulation par tranche altitudinale est de ne pas prendre en considération le bilan de masse du glacier. Celui-ci n’est toutefois pas disponible pour le Nevado Coropuna. En Bolivie, la reconstitution des LEG correspondant à chaque moraine étudiée a été réalisée par cette méthode en adoptant un rapport AAR de 0,67, fondé sur les mesures en cours sur les glaciers (Rabatel et al., 2005a).
20Les estimations au petit âge glaciaire reposent sur les données acquises dans les Andes centrales (Sud du Pérou, Ouest de la Bolivie) par plusieurs chercheurs et sur notre cartographie (tab. 2). L’altitude de la ligne d’équilibre des glaciers (LEG) est utilisée pour déterminer avec précision le tracé de la calotte glaciaire (fig. 6), soit entre le xviie et le xixe siècle dans cette région (Jomelli et al., 2007a, 2007b).
Fig. 6 – Diagramme polaire de l'altitude de la ligne d'équilibre des glaciers (LEG) calculée à partir de vingt moraines appartenant aux différentes périodes reconnues sur le Nevado Coropuna.
Fig.6 – Coordinate diagram showing the distribution of the altitude of the equilibrium line of glaciers (ELA) as computed from the succession of twenty moraines recognized on Nevado Coropuna.
1 : LEG du Dernier Maximum Glaciaire (14> LEG ≥ 37 ka; 2 : LEG d’âge intermédiaire » (entre 900 ans et 14 ka) ; 3 : LEG d’âge récent (300–900 ans) ; 4 : LEG actuelle (< 300 ans).
1: Last Glacial Maximum ELA (14> ELA ≥37 ka); 2: « intermediate » ELA (900 years – 14 ka); 3: recent ELA (300 – 900 years); 4: present-day ELA (<300 years).
21Dans les Andes centrales de Bolivie (Rabatel et al., 2005), la LEG, à la même époque, se situait à une altitude moyenne de 5 200 à 5 300 m ; sur le glacier Zongo (Bolivie) d’après les observations faites au cours des dix dernières années, elle se situe à environ 5 250 m (dans des conditions d’équilibre, estimées en 1999-2000). L’ablation s’est accrue en 1997-1998 à cause de l’épisode El Niño (Wagnon et al., 2001). Toutes les LEG inférieures à cette altitude (5 250 m ± 50 m) devraient donc être plus anciennes que le PAG (fig. 6).
22Dans la Cordillère Real en Bolivie, entre le maximum du petit âge glaciaire au xviie siècle et la fin du xxe siècle, A. Rabatel et al. (2008) ont estimé l’élévation de l’altitude de la LEG déterminée géométriquement avec la méthode dite du Rapport de la Surface d’Accumulation / Altitude (RSA, estimé à 0,65), à environ 150 mètres, avec une gamme s’échelonnant de 70 à 190 mètres selon le glacier. Cependant en considérant une RSA0 (la valeur de la LEG pour un glacier à l’équilibre durant la période 1991 à 2004) à la fin du xxe siècle, la LEG0 est remontée d’environ 300 mètres. La majorité des glaciers de Bolivie et du Pérou montre une avancée maximale au petit âge glaciaire, synchrone vers 1630–1680. Durant le xviiie et le xixe siècle, les glaciers reculent de manière continuelle avec quelques ré-avancées mineures et relativement synchrones en 1730, 1760, 1800, 1850 et 1870 (Jomelli et al., 2007a ; Rabatel et al., 2005a, 2006, 2007). La LEG observée a effectué une remontée de 300 m depuis le xviie siècle. Les hypothèses paléoclimatiques fondées sur les modèles glaciologiques indiquent une tendance climatique humide et froide entre le xvie et le xviiie siècle et une période plus froide et plus sèche au xixe siècle (Jomelli et al., 2007a). En Bolivie et dans la partie sud des Andes tropicales au sud du Pérou et au nord du Chili, les reconstructions climatiques fondées sur les moraines glaciaires suggèrent que l’avancée des glaciers au petit âge glaciaire pourrait être la conséquence d’une diminution de la température de 1,1 à 1,2 °C et d’une augmentation de 20 à 30 % de l’accumulation neigeuse (Rabatel et al., 2005b, 2008).
23L’analyse des fluctuations de la LEG sur le Nevado Coropuna permet tout d’abord de mettre en évidence une forte dissymétrie du processus de retrait et/ou d’avancée entre les glaciers exposés au nord et au sud. En effet, l’altitude de la LEG est passée d’environ 5 625 m à 5 850 m entre le petit âge glaciaire et aujourd’hui sur des versants orientés au nord, mais de 5 300 m à 5 700 m sur des pentes orientées au sud, soit une remontée respective de 220 et 400 m d’altitude. La figure 6 permet de déduire approximativement la limite inférieure de la calotte glaciaire au petit âge glaciaire. Les valeurs moyennes obtenues complètent l’information fournie par les rides morainiques reconnues sur le terrain : celles qui sont attribuées au petit âge glaciaire ont été laissées par des glaciers ayant avancé précédemment jusque vers 4800 m d’altitude, soit une distance moyenne de 1,5 km et une dénivelée d’environ 300 à 400 m sous l’altitude moyenne des fronts actuels.
24Des photos aériennes et des images satellitaires de 1955 à 2000 ont été utilisées pour préciser l’évolution la plus récente de la calotte glaciaire du Nevado Coropuna. Il s’agit de photographies aériennes panchromatiques d’une résolution de 30 m (1955), des images SPOT4 panchromatiques et proche infrarouge d’une résolution de 10 m (1996 et 1998) et enfin des images Landsat Thematic Mapper d’une résolution de 30 m (1990, 2000). La glace vive est le plus souvent recouverte de neige sur le Nevado Coropuna, ce qui empêche la détection de la zone d’ablation dans les parties basses. La neige, la glace et le substrat se distinguent cependant en utilisant les canaux 5 (1,55-1,75 µm), 4 (0,76-0,9 µm) et 2 (0,52-0,60 µm) (Alonso et al., 1996) ; en revanche, il est impossible de différencier la neige reposant sur la glace de celle couvrant le substrat. À moins que la couverture neigeuse ne soit très mince et que le substrat contribue au signal reçu par le capteur, il n’y a aucune raison physique pour que la neige apparaisse différemment de la glace, sauf si la glace est sale, ou s’il s’agit de glace vive dont le coefficient est plus rugueux que la neige (mais ce procédé de mise en valeur sur des images radar ou par une ACP pratiquée sur des images SPOT n’a pas été effectué ici). Les données satellitaires disponibles sur le Nevado Coropuna ne permettent pas de mesurer les variations annuelles des langues glaciaires, car le calcul des surfaces enneigées sur certaines scènes peut être biaisé par des chutes de neige récentes. Du fait de cette limitation et de la variabilité interannuelle de l’extension de la couverture neigeuse, l’altitude de la ligne des neiges persistantes (LNP) est utilisée comme un indicateur climatique, remplaçant ainsi les langues glaciaires (Arnaud et al., 2001). L’altitude de la LNP correspond à la limite entre le sol nu et la couverture neigeuse, qui est déterminée grâce au MNT sur lequel on superpose les images satellitaires et les photographies aériennes. Les caractéristiques des prises de vue sont déterminées (résolution de l’image, date et saison de la prise de vue et chutes de neige récente, tenant compte des données météorologiques disponibles), puis les données sont intégrées dans le SIG. Cette démarche permet d’évaluer l’évolution de la surface enneigée avec une marge d’erreur réduite liée aux limitations inhérentes à la télédétection. La méthode consistant à prendre en compte la ligne des neiges persistantes (LNP) a donc été utilisée avec prudence, même si ses variations saisonnières ne sont pas très importantes à cette latitude subtropicale (15° 32’ S) et dans le contexte climatique relativement sec dans lequel se situe le Nevado Coropuna (précipitations annuelles : 200 – 400 mm).
25Pour comprendre et analyser l’extension de la surface englacée dans le passé récent, il faut rappeler que dans la région du Nevado Coropuna, les maxima d’accumulation et d’ablation sur les glaciers ont lieu lors de la saison humide (de novembre à mars), alors qu’aux latitudes tempérées l’accumulation d’une part, et l’ablation, d’autre part, surviennent au cours de saisons différentes (Ribstein et al., 1995 ; Wagnon et al., 1999). Les facteurs climatiques tels que la température, les précipitations et le rayonnement en courte longueur d’onde déterminent ainsi l’altitude de la LNP à partir de laquelle peut être déduite l’extension des glaciers. Cependant cette méthode a des limites car elle implique que les caractéristiques du bilan de masse soient stables dans le temps, ce qui est discutable. En effet, d’importants changements sont survenus, dus aux variations du régime climatique ou à la couverture de débris des glaciers. En outre cette méthode ne prend pas en compte les effets spécifiques de l’accumulation et de l’ablation locale, c’est-à-dire les avalanches de versant ou la couverture de débris (Arnaud et al., 2001).
26La figure 7 met en évidence une décroissance de la surface enneigée depuis 44 ans.
Fig. 7 – Évolution de la surface enneigée entre 1964 et 2000 d’après les images satellites SPOT (1996 et 1998), une image Landsat (2000) et d’après les photographies aériennes orthorectifiées (1955 et 1964).
Fig. 7 – Evolution of the snow covered area between 1964 and 2000 based on SPOT satellite scene (1996-1998), on a LANDSAT satellite image (2000), and on 1955 and 1964 orthorectified aerial photographs.
Limite des neiges persistantes, 1 : en 1964 ; 2 : en 1990 ; 3 : en 1993 ; 4 : en 1998 ; 5 : en 2000 ; évolution des surfaces enneigées entre deux dates (en km2) 6 : -11,90 ± 0,01 ; 7 : -49,00 ± 0.48 ; 8 : 0.21 ± 0.01 ; 9 : -7,38 ± 0,01.
Perennial snowline in 1: 1964; 2: 1990; 3: 1993; 4: 1998; 5: 2000; evolution of the area (in km2) covered by snow between two dates: 6: -11,90 ± 0,01; 7: –49,00 ± 0.48; 8: 0.21 ± 0.01; 9: –7,38 ± 0,01.
27Cette forte diminution est grossièrement attestée entre 1964 et 1990, mais on constate que la fonte des neiges persistantes s’est accélérée dans les années 1990, un fait corroboré par les travaux de B. Francou et al. (1997), P. Wagnon et al. (1999) et A. Rabatel et al. (2005a) dans la Cordillera Real de Bolivie. Les altitudes de la limite des neiges persistantes déterminées par photo-interprétation passent progressivement de 4 925 m en 1964 à 5 050 m d’altitude en 1990, puis remontent brusquement à 5 450 m d’altitude en 2000, confirmant les valeurs calculées par Y. Arnaud et al. (2001). Les données les plus récentes révèlent que ce processus s’est encore accéléré entre 1998 et 2000, comme nous l’avons observé sur les glaciers des Nevados du sud du Pérou depuis 1998 (photos et mesures sur le terrain). La chute altitudinale significative de la LNP en 1997, suivie en 1998 par la remontée la plus forte jamais observée durant la période analysée, confirme l’importance de cette ligne comme indicateur climatique annuel et révélateur de l’intensité des phénomènes ENSO. Il faut cependant garder à l’esprit que cette ligne n’est qu’un analogue («proxy») de la LEG et, par conséquent, son utilisation à une échelle de temps pluri-décennale doit être uniquement une indication. En effet, l’information livrée par la LNP est une donnée discrète à un temps t0. Or, le bilan de masse des glaciers, qui n’est pas mesuré au sud du Pérou (contrairement à quelques appareils de Bolivie, auxquels leurs homologues péruviens ressemblent cependant), fournirait une observation continue des fluctuations, dont la LNP n’est qu’une expression temporelle ponctuelle. Il faut cependant noter que l’année 1997-1998 (sauf le second semestre 1998 qui devient plus froid) est un épisode au cours duquel tous les bilans de masse des glaciers andins entre 16° S et 0°28 S ont été négatifs (Francou et Vincent, 2007 ; Vuille et al., 2001).
28Il est délicat d’extrapoler ces estimations aux périodes récentes, contemporaines ou postérieures du petit âge glaciaire. Nous avons utilisé certaines formes périglaciaires actuelles et héritées, comme les glaciers rocheux, aux marges de la calotte de glace du Nevado Coropuna, afin d’extrapoler ces résultats à la période historique depuis 900 ans BP environ au xxe siècle. Les glaciers rocheux sont de précieux indicateurs des changements climatiques liés à des épisodes froids et secs qui ont suivi ou coïncidé avec le petit âge glaciaire.
29Des glaciers rocheux au nombre de 78 ont été reconnus sur le Nevado Coropuna, illustrés par la carte géomorphologique de la vallée de Nevados sur le flanc sud-ouest (fig. 2, fig. 4B). Un glacier rocheux était autrefois conçu comme le stade ultime de décrépitude de certains types de glaciers, car le continuum fréquent du glacier blanc au glacier « noir » (couvert) et au glacier rocheux accréditait cette conception. On parlait alors de l’existence dans les glaciers rocheux d’un noyau de glace pure enfouie, ultime témoin du glacier défunt (Corte, 1987). Cette séquence de forme existe dans les régions sèches et froides des Andes centrales, mais les études récentes ont montré que ce continuum n’était qu’apparent (Francou et al., 1999 ; Evin et al., 1990). La figure 8 détaille la succession morphologique d’un glacier rocheux selon le système de versants, depuis son départ (A, 5 125 m d’altitude), son corps principal (B, 4 975 m et C à 4 925 m) jusqu’à la terminaison (D à 4 700 m d’altitude). Les glaciers rocheux peuvent se raccorder à l’amont à un glacier blanc (fig. 8B), à un glacier couvert (fig. 8D), ou simplement et le plus souvent, à des névés pérennes dont on ne sait pas toujours s’ils cachent en profondeur des éboulis à pergélisol discontinu ou de petits glaciers reliques.
Fig. 8 – Étagement des formes glaciaires et périglaciaires dans la vallée de Nevados sur le flanc sud-ouest du Nevado Coropuna.
Fig. 8 – Altitudinal sequence of glacial and periglacial landforms in the valley of Nevados on the southwest flank of Nevado Coropuna.
1 : manteau neigeux en avril-mai 2005 ; 2 : glace vive ; 3 : glacier ; 4 : glacier rocheux ; 5 : glacier noir ou couvert ; 6 : barre rocheuse sur coulée de lave ; 7 : couverture de débris grossiers; 8 : couverture de débris fine ou colluvions ; 9 : bloc erratique ; 10 : blocs de 0,2 à 2 m ; 11 : moraine ; 12 : épandage fluvio-glaciaire. 13 : tourbière ou marécage ; 14 : recolonisation végétale.
1: snow cover in April-May 2005; 2: hard glacier ice; 3: present-day glacier; 4: rock glacier; 5: dirty or ‘covered’ glacier. 6: rock scarp on lava flow; 7: coarse-grained slope deposit; 8: fine-grained slope deposit or colluvium; 9: erratic boulder; 10: blocks 0.2 to 2 m in size; 11: moraine; 12: fluvial-glacial deposit. 13: peat-bog or marsh; 14: pioneer vegetation on slopes.
30La discrimination des types de glaciers rocheux est fondée sur les caractéristiques morphologiques de la surface, le plus souvent déterminée par l’examen de photographies aériennes. Trois critères sont retenus : la géométrie d'ensemble de la forme, les caractéristiques à ses marges et le modelé de sa surface. Les critères de discrimination entre glaciers rocheux actifs, inactifs et relictuels ont été souvent décrits (Warhaftig et Cox, 1959 ; Corte, 1987 ; Barsch, 1996 ; Humlum, 1998) : on distingue traditionnellement les glaciers rocheux actifs aux formes vives, avec un front raide (> 30°) et les glaciers rocheux inactifs ou « relictuels », aux formes d'ensemble et de détail émoussées, présentant des traces d'affaissement dues à la fusion de la glace et plus ou moins recouverts de végétation. Là où ils sont actifs, les glaciers rocheux du Nevado Coropuna possèdent des fronts raides excédant rarement 25 m de hauteur et généralement un modelé de surface caractérisé par de nombreux bourrelets. Ces appareils sont très souvent situés sous des corniches rocheuses livrant beaucoup de débris. Afin de permettre une meilleure discrimination, une étude de la structure interne (superposition de couches, texture, structure) devrait être entreprise. Toutes les formes visibles sur le Nevado Coropuna ne sont cependant pas des glaciers rocheux au sens strict : des éboulis fluants (Francou, 1977) ont également été observés à plus basse altitude entre 4 400 et 4 800 m. Les glaciers rocheux lobés qui dérivent de talus d’éboulis fluants sont plus petits, plus courts et relativement plus épais que les autres, et ils sont souvent situés côte à côte dans des cirques orientés vers le sud sur les flancs nord-ouest et sud-ouest du Nevado Coropuna
31Sur les 78 glaciers rocheux repérés sur le Nevado Coropuna, 11 seraient des glaciers rocheux actifs (14,5 %), 30 seraient inactifs (38,5 %) et 37 seraient relictuels (47 %). La taille moyenne des glaciers rocheux actifs est de 0,35 km2, l’ensemble formant une surface totale de 27,2 km2. La majorité des glaciers actifs sont orientés vers le sud et le sud-ouest, avec une inclinaison moyenne de 30-35° (fig. 1). La taille moyenne des glaciers rocheux relictuels dans la vallée de Nevados au sud-ouest du Nevado Coropuna est d’approximativement 0,07 km2, et au total ils atteignent 4,8 km2. Dans tous les cas, les deux types de glaciers rocheux se rencontrent dans des vallées qui furent englacées dans le passé. L’altitude la plus basse observée pour le front des glaciers rocheux actifs correspond plus à celle de l’isotherme 0 °C actuel qu’avec le volume des précipitations actuelles qui commandent la LEG (Payne, 1998). Les glaciers rocheux relictuels marquent sans doute l’ancienne position de l’isotherme 0 °C aujourd’hui révolue. En effet, les glaciers rocheux ne peuvent être actifs que dans certaines conditions de températures et de précipitations bien particulières, énoncées dans les travaux de G. Haeberli (1985). Selon cet auteur, les limites supérieures de la formation d’un glacier rocheux sont de 2 500 mm.a-1 à 2 °C et de 400 mm. a-1 à 15 °C et, en outre, un glacier rocheux nécessite une température inférieure à -2°C pour que la glace interstitielle existe et supérieure à -15°C pour qu’elle puisse se déformer. Du fait de cette gamme réduite de températures et de précipitations, l’étude de l’activité des glaciers rocheux peut apporter des informations sur d’éventuels changements climatiques. Les limites de cette méthode sont toutefois conditionnées par deux facteurs : le temps de réponse du glacier rocheux aux changements climatiques et le taux de débris fournis (Kirkbride et Brazier, 1995). La grande différence morphologique avec les glaciers ordinaires vient du fait que les formes de glaciers rocheux subsistent lors d’un changement climatique important, au prix d’un ralentissement de leur vitesse et d’une contraction de leur volume.
32L’altitude d’apparition ou de formation des glaciers rocheux (RILA rock glacier initiation altitude) (Humlum, 1988) est l’altitude à partir de laquelle les glaciers rocheux se distinguent de la pente amont. Pour les glaciers rocheux dérivant de talus, l’aire d’individualisation est d’ordinaire nettement marquée par une cassure dans la pente. L’altitude amont du glacier rocheux est par conséquent facilement visible sur le terrain aussi bien que sur les images satellitales. Au Nevado Coropuna, la valeur moyenne de la RILA est de 5 700 m et celle du front des glaciers rocheux (RSA rock glacier snout altitude ; Humlum 1988) est de 5 200 m, couvrant donc une dénivelée moyenne de 500 m. Les glaciers rocheux actifs se terminent en général entre 4 525 et 4 650 m (fig. 1). Quant aux glaciers rocheux relictuels ou inactifs inclinés en moyenne de 25°, les valeurs correspondantes sont 5000 m, 4700 m, et 4 300 m respectivement (fig. 4B). La présence de glaciers rocheux relictuels ou inactifs dans la tranche altitudinale 5 700-5 200 m suggère une diminution probable de la température comprise entre 3 et 5 °C à 5 000 m, ce qui expliquerait à la fois leur présence et leur absence d’activité à l’heure actuelle. Ces fluctuations climatiques sont attribuées au petit âge glaciaire (environ 300 à 500 ans BP) mais elles peuvent également être liées à des épisodes climatiques froids et secs qui l’ont suivi (Jomelli et al., 2007b).
33Les conditions climatiques actuelles (période 1964-2002) sur l’Altiplano (4 000-4 500 m) correspondent à une température moyenne annuelle de l’ordre de 13,2 °C. Si l’on retient un gradient adiabatique de 0,6 °C par 100 m (Stansell et al., 2007), la température moyenne annuelle, à l’altitude des glaciers rocheux (5 000-5 500 m), est d’environ -1,8 °C. Par conséquent, la frange périglaciaire actuelle a pu être occupée par les glaces durant le petit âge glaciaire. Cependant, l’absence de formes morainiques nettes attribuées à cette période de manière certaine suggère que le petit âge glaciaire ne s’est pas caractérisé par une avancée prononcée des glaciers sur le Nevado Coropuna ; en revanche, le climat sec et plus froid était plutôt favorable à la formation de glaciers rocheux. Quelques degrés de moins sont suffisants. Aujourd’hui la température moyenne annuelle sur le Nevado Coropuna est d’environ 2 °C à 5 000 m d’altitude (sur les autres volcans de l’extrême sud du Pérou comme le Ticsani, la limite des glaciers rocheux est observée à 4 900 m ; Lamadon, 1999 ; Thouret, com. pers.). Au petit âge glaciaire, la température moyenne annuelle aurait été de l’ordre de -5 °C et -7 °C entre 5 000 et 5 200 m d’altitude (Thompson et al., 1998). Les glaciers rocheux sont peut-être des formes reliques du petit âge glaciaire ou des épisodes froids et secs qui l’ont suivi, les véritables glaciers rocheux actifs aujourd’hui n’étant présents qu’au-dessus de 5200 m, là où la température moyenne annuelle est suffisamment basse pour entretenir la glace interstitielle ou les lentilles de glace enterrées.
34Autour du Nevado Coropuna, les glaciers rocheux relictuels suggèrent ainsi une relation avec les fluctuations climatiques à moyen terme comme le petit âge glaciaire ou des épisodes froids et secs, bien que les glaciers rocheux passent pour être des formes périglaciaires dont le développement recouvre plusieurs siècles voire des millénaires. Puisque la quantité et la vitesse de production de débris périglaciaires ne sont pas mesurées au Nevado Coropuna, nous ne pouvons pas attribuer les glaciers rocheux à une période précise.
35Sur et autour du Nevado Coropuna, les formes liées aux fluctuations glaciaires et climatiques (vallées glaciaires, moraines, glaciers rocheux, etc.), associées à l’analyse de la mobilité des populations (terrasses de culture et réseaux d’irrigation hérités, offrandes sacrificielles, Forget, 2005), ainsi que les dates publiées (Mercer et Palacios, 1977 ; Clapperton, 1983 ; Thompson et al., 1986 ; Birkeland, 1984 ; Rodbell, 1993 ; Thouret et al., 2002a ; cf. tab. 2), indiquent que ces glaciers ont connu des fluctuations relativement synchrones de celles enregistrées dans l’hémisphère nord (Clapperton, 1993 ; tab. 2). Les résultats des études engagées n’ont cependant pas permis de définir si ces variations ont eu une ampleur équivalente. En effet, le rythme des variations climatiques laisse apparaître des différences dans la durée, le début et/ou la fin des différents stades glaciaires et interglaciaires. Au cours du xxe siècle, l’ensemble des glaciers tropicaux recule de façon importante, puis accélérée depuis le début des années 1980. D’une altitude moyenne de 3 800-3 900 m au dernier maximum glaciaire, les glaciers du Nevado Coropuna atteignent aujourd’hui une altitude moyenne de 5 300 m, après avoir stationné autour de 4 900 m au petit âge glaciaire.
36Le petit âge glaciaire, période climatique très instable, a débuté dans l’hémisphère nord vers 1300 AD (Grove, 2004). La durée et la magnitude des fluctuations n’ont vraisemblablement pas été synchrones partout dans le monde (Gellatly et al., 1988 ; Luckman et Villaba, 2001). Les archives de Potosi en Bolivie décrivent deux périodes de froid extrême entre 1560 et 1640 et entre 1780 et 1820 (Ziolkowski et Belán Franco, 2001), qui correspondent aux périodes identifiées par les mesures isotopiques des glaces du volcan Nevado Quelccaya au Pérou (Thompson et al., 1984). Cependant il est important de noter dès à présent les limites de cette méthode qui suscite de nombreux débats. En effet, le rôle de la fonction de transfert « variations du ∂ 18O/température » sous les Tropiques n’est pas unanimement accepté (par exemple, Vimeux et al., 1999).
37Existe-t-il une relation à plus court terme entre les variations de surface et de volume de la calotte glaciaire et les fluctuations climatiques à court terme, qui sont reflétées par la migration de la LNP ? La faible corrélation entre la LNP et la température serait réelle et non le fruit d’un artefact, relatif à l’auto-corrélation des paramètres de température et d’humidité. Pour cette raison, une analyse multivariée de régression par étapes a été réalisée par Y. Arnaud et al. (2001). Les résultats de ces études confirment l’impact du phénomène ENSO sur cette ligne d’altitude des neiges persistantes. Une relation claire entre la LNP et le SOI (Southern Oscillation Index) a pu être mise en évidence en Bolivie (Arnaud et al., 2002). Pendant un épisode El Niño la saison humide est retardée en Bolivie et en conséquence, la période de forte fonte due à la radiation solaire dure plus longtemps. Le bilan de masse des glaciers est donc fortement négatif. Elle peut être attribuée aux anomalies de précipitation et de température liées aux phénomènes ENSO. Les quantités d’eau précipitée sont modifiées par la succession des phénomènes El Niño et La Niña. Le manque de précipitations durant les épisodes El Niño semble contribuer au recul glaciaire dans une grande partie des Andes à cause de la diminution de l’albédo et de l’augmentation de l’énergie disponible pour l’ablation. Cependant, le débat à propos des effets de ENSO dans le sud du Pérou n’est pas clos. D’après la littérature, ce phénomène assèche et réchauffe le sud du Pérou. B. Francou et al. (2004) affirment que dans les Andes boliviennes, à l’est du Nevado Coropuna, et plus sèches, les années caractérisées par ENSO (à l’opposé des années marquées par La Niña) sont plus chaudes et un peu plus sèches, entraînant donc une ascension de la limite pluie-neige et ses conséquences sur l’albédo. Il est possible que, d’après les mesures effectuées sur les glaciers de Bolivie et d’Equateur (B. Francou, comm. pers.), le rôle de la température soit plus marqué que celui des précipitations.
38Depuis quarante-cinq ans, la dynamique des glaciers du Nevado Coropuna est marquée par un recul important, visible sur les photographies aériennes. Nous avons pu mettre en évidence un retrait très net de la couverture neigeuse et glaciaire qui vient confirmer les résultats obtenus dans d’autres secteurs de la Cordillère des Andes dans la Cordillère blanche (Mark et Seltzer, 2003, 2005 ; Mark et Helmens, 2005 ; Benn et al., 2005 ; Jomelli et al. 2007a ; Rabatel et al., 2008), et plus spécifiquement au sud du Pérou : Nevado Quelccaya (Seltzer et al., 2005b ; Rodbell, 1993), Cordillère Vilcanota (Mark et al., 2002), Nevado Ampato et Nevado Sabancaya (Lamadon, 1999). Le château d’eau que représente le Nevado Coropuna pour la centaine de milliers d’habitants vivant dans les vallées du piémont désertique et dans ses périmètres irrigués issus du réseau de drainage est progressivement menacé par le recul glaciaire accéléré.
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