Équations de base de la thermodynamique de la glace de mer

FORMATION ET FONTE DE LA GLACE DE MER DE LA POL YNIE DES EAUX DU NORD

Profils océaniques près de Sommerville Island en 1994 dans le détroit de Barrow :

Le détroit de Barrow est un détroit peu profond (150 à 200 m) au centre du passage du Nord-Ouest. Resolute Bay est situé sur la rive nord du détroit (figure 2B). En 1994, Fortier et al. (2002) ont recueilli sous la glace cotiêre annuelle, 27 profils de température et de salinité près de Sommerville Island, à l’aide d’un appareil CTD (conductivité-temperature-profondeur), jusqu’à une profondeur de 125 m. Fortier et al. ont échantillonné du 29 avril jusqu’au moment de rupture de la glace le Il juillet Gours 119 à 192). L’échantillonnage s’est effectué approximativement à 25 km de Resolute Bay. Un échantillon typique près de Sommerville Island a une salinité de 31 .7 dans une couche de mélange de 10-12 m soumis au mélange vertical et au rejet de saumure, et une halocline augmentant à 32.3 atteignant une profondeur de près de 50 m et une couche plus profonde de près de 32.5. Un échantillon typique obtenu en juin présente une couche de surface relativement douce juste au-dessous du couvert de glace suite au début de la fonte de la couverture de neige et de glace. Cette couche de surface douce atteint approximativement 4 m. La circulation et l’origine des masses d’ eau dans le détroit de Barrow ont été étudiées par Prisenberg et Bennett (1987). La couche d’ eau de surface Arctique du bassin canadien entre dans le détroit de Barrow via le passage Peel par le sud et via le passage Viscount Melville par l’ouest, et le détroit de Penny au nord. Les eaux de surface provenant de l’ouest et du sud ont une salinité entre 31.5 et 32.5, qui sont des valeurs typiques des eaux de surface de l’archipel Arctique (Prisenberg et Bennett, 1987). Fortier et al. (2002) ont obtenu en 1994 près de Sommerville Island des valeurs typiques de salinité entre 31.0 et 32.6. Une couche d’eau profonde Atlantique, plus chaude, occasionne une diffusion du flux de chaleur dans l’archipel Arctique canadien. Les profils de température et de salinité dans le détroit de Barrow révèlent qu’ en général l’épaisseur de la couche de mélange augmente du nord vers le sud, avec une profondeur de près de 15 m du côté nord. Une couche de mélange moins profonde près de Sommerville Island d’approximativement de 10 à 12 m semble convenir si on considère que la profondeur est d’environ 125 m près de Sommerville Island et de 200 m dans le détroit de Barrow. Les profils de Fortier et al. (2002) serviront au calcul du flux de chaleur océanique Fo, une composante du bilan d’ énergie Qnet servant au calcul des épaisseurs de neige et de glace du modèle neige/glace.

Calcul des profils idéaux par la méthode de split-and-merge:

La méthode utilisée pour calculer le flux de chaleur océanique est basé sur les modèles de Lemke et al. (1990) et de Martinson et Iannuzzi (1998). L’utilisation de ces modèles servira à éviter une lacune dans le modèle neige/glace, qui originalement utilise une constante de 2 W m-2 pour le flux de chaleur océanique. Cette valeur de 2 W m-2 est la valeur utilisée par Maykut et Untersteiner (1971) dans les modèles climatiques pour l’Arctique et venait combler la difficulté que représentait à l’ époque l’obtention de mesures in situ du flux de chaleur océanique. Cette valeur permettait entre autres d’obtenir une couverture de glace dans l’Arctique en accord avec les dernières représentations de la couverture de glace observée annuellement. Les modèles de Lemke et de Martinson et Iannuzzi nécessitent l’obtention de profils idéaux de température et de salinité pour le calcul du flux de chaleur océanique, d’où l’ utilisation de la méthode SM.

Une nouvelle méthode, split-and-merge (SM) a été développée par Thomson et Fine (2003) pour déterminer la profondeur de la couche de mélange de surface et les autres caractéristiques océaniques (épaisseur de la couche de mélange, épaisseur de la pycnocline, thermocline et halocline) provenant des profils de température et de salinité obtenus par CTD. Sur une base statistique, un plus faible écart-type d’erreur pour une moyenne spatiale de la couche de mélange obtenue avec la méthode SM , Thomson et Fine suggèrent que la méthode SM permet une légère amélioration comparativement aux autres méthodes standard (threshold difference method, Thomson and Fine 2003). Cette amélioration, combinée avec l’habilité de la méthode SM de retrouver les caractéristiques océaniques, font de cette méthode un outil numérique très utile et rapide. L’ algorithme de la méthode SM spécifie les courbes provenant des profils par des fonctions polynomiales par segments. Les discontinuités de ces segments suite aux changements de pente calculés par l’algorithme, sont ajustées afin d’être représentatives des données provenant des profils du CTD. Les segments sont sujets à un paramètre d’approximation c prédéfini. Ce facteur d’approximation c utilisé ici est de 0.1 et représente la meilleure valeur qui fasse correspondre les profils provenant des CTD et les profils idéaux utilisés pour les calculs du flux de chaleur océanique. La méthode SM a été initialisée avec une profondeur minimum de Zmin= 3 m, afin d’utiliser des données du CTD en mode d’acquisition parfaite, et une profondeur maximale de Zmax= 115 m. Les figures 8 et 9 présentent des profils provenant du CTD et les profils idéaux calculés par la méthode SM, pour un moment où la glace est en période de formation et l’ autre en période de fonte . On observe facilement la décroissance de l’épaisseur de la couche de mélange de formation à fonte, et le réchauffement de la couche de surface avec une diminution de salinité lors de la période de fonte. Les profils idéaux seront utilisés par les modèles de Lemke et de Martinson et Iannuzzi afin de calculer le flux de chaleur océanique.

Épaisseur de glace et de neige en incluant les flux de chaleur océaniques calculés :

La figure Il présente le résultat de l’épaisseur de neige et de glace que j ‘ai obtenu en utilisant la paramétrisation modifiée de Maykut et Church pour le flux d’ondes longues, la paramétrisation de Moritz pour le flux d’ ondes courtes, et en utilisant le modèle de Martinson et Iannuzzi et le modèle de Lemke pour obtenir le flux de chaleur océanique. On utilise pour calculer les profils idéaux pour les modèles de flux de chaleur océanique la méthode de split-and-merge appliquée sur les profils de température et de salinité de Fortier et al. (2002). Le modèle de Martinson et Iannuzzi utilise entre les jours 108 et 154 (18 avril et 3 juin) les relations géométriques hivernales, et entre les jours 155 et 178 (4 juin et 27 juin) la relation géométrique printanière (période de fonte). Les données météorologiques servant au calcul des flux de surface (flux de chaleur sensible et flux de chaleur latente) proviennent des observations horaires de la station de Resolute Bay, alors que les profils de Fortier et al. servant au calcul du flux de chaleur océanique sont plutôt à tous les 2 à 3 jours. On observe alors (figure Il) que l’épaisseur de la glace calculée avec un flux de chaleur océanique constant de 2 W m2 et des flux de chaleur océanique calculés à l’aide du modèle de Martinson et Iannuzzi et celui de Lemke, sont tous à l’ intérieur des écarts types des observations. Cela vient confirmer trois choses: 1) le choix d’une constante de 2 W m2 des modèles climatiques reflète bien les conditions de flux de chaleur océanique pour la région près de Resolute Bay, 2) les modèles de flux de chaleur océanique (Martinson et Iannuzzi, Lemke) permettent d’obtenir des flux qui lorsque posés dans le modèle neige/glace occasionnent des valeurs d’épaisseurs de neige et de glace qui correspondent bien aux observations, 3) la glace nécessite un flux de chaleur océanique assez important pour que puisse s’ effectuer une ablation significative. Le choix de trois différents flux de chaleur océanique n’ocasionne pas dans ce cas de différence sur l’épaisseur de la couverture de neige comme on aurait pu l’anticiper.

Formation et fonte de la glace de mer de la polynie des eaux du Nord :

On tente de comprendre la formation et la fonte de la glace de mer de la polynie des eaux du Nord (NOW) (figure 2A), en déterminant les facteurs qui ont un impact direct sur le couvert de glace. Les facteurs (advection de chaleur atmosphérique, flux turbulent, chaleur océanique) permettent de comparer la formation et la fonte de la glace différentes de part et d’autre de la polynie. On utilise des observations provenant des stations météorologiques de Grise Fjord (Ellesmere Island, Canada) et de Thule (Groenland), des profils océaniques, ainsi que les sorties du modèle Canadien GEM (Global Environmental Model, Côté et al. 1998 a,b) de prévison 12 heures compilées pour l’année de la campagne de mesure NOW en 1998. La version du modèle GEM utilisée possède une résolution spatiale de 24 km. À J’aide du modèle unidimensionnel de prédiction neige/glace, auquel est couplé un entrant du flux de chaleur océanique d’ un modèle unidimensionnel de type couche de mélange-pycnocline, il est possible de quantifier l’ impact des facteurs thermodynamiques sur le comportement évolutif du couvert de glace de mer. L’étude purement thermodynamique permet d’obtenir des épaisseurs de glace qui peuvent être comparées aux observations qualitatives obtenues lors de la campagne NOW et ainsi donner par ordre d’importance la contribution des différents facteurs de part et d’autre de la polynie. Par la suite, une étude comparative entre les valeurs journalières observées de température et du vent sur la surface de la polynie et celles déterminées par le modèle GEM sera effectuée afin de valider ce modèle opérationnel, celui-ci pourra alors être utilisé pour l’analyse du facteur d’advection de chaleur atmosphérique et les analyses subséquentes.

Observations comparées entre les côtés est et ouest de la polynie NOW :

Les observations météorologiques utilisées pour effectuer les simulations numériques proviennent des stations A WOS (Automatic Weather Observation System) de Thule (Groenland), latitude 76.5° Nord, longitude 68.5° Ouest, et de Grise Fjord (Canada), latitude 76.5° Nord, longitude 82.8° Ouest. La période couverte est du 1 er avril Gour 91) au 31 juillet Gour 212) de l’année 1998. Les données disponibles sont les valeurs horaires de la condition nuageuse et du type de nuage, la visibilité, le type de précipitation, la pression atmosphérique, la température, le point de rosée, enfin la direction et la vitesse du vent. De plus, les valeurs de radiation solaire incidente sont disponibles à Thule. Des profils de température océanique et de salinité recueillis pendant la campagne de mesures NOW seront utilisés pour calculer les flux de chaleur océaniques près de Thule et Grise Fjord aux positions géographiques suivantes, respectivement: latitude 76.40 Nord, longitude 71.40 Ouest et latitude 76.40 Nord, longitude 77.40 Ouest. La figure 18 représente la région de la polynie NOW ainsi que l’emplacement des stations A WOS et les positions où les profils océaniques utilisés ont été recueillis.

Bilan d’énergie et présentation du modèle neige/glace de mer :

La bilan d’énergie BE (équation 15) est obtenue de façon semblable à celle effectuée dans la section 2.4, en utilisant les mêmes paramétrisations pour les flux d’ondes longues (atmosphériques) et courtes (solaires) retenues par l’étude de sensibilité pour Resolute Bay. La figure 21(a) présente une comparaison du flux d’ondes courtes observé pour Thule et celui paramétrisé (Moritz (1978) et nuage, Parkinson et Washington 1979) par le modèle thermodynamique neige/glace ainsi que le bilan d’énergie pour Grise Fjord et Thule. Un excellent coefficient de corrélation de 0.8 existe entre le flux paramétrisé d’ondes courtes et celui observé. On observe que le bilan d’énergie devient plus fortement positif après le jour 180 (29 juin), ce qui correspond au début de la fonte de la glace perceptible aussi sur la figure 22 de l’ évolution des épaisseurs de neige et de glace. Pour un flux océanique semblable de 2 W m2 aux deux endroits, la fonte totale de la neige et de la glace est plus précoce à Thule qu ‘à Grise Fjord, même si la couverture de neige sur la glace est le double à Thule. L’ initialisation de l’épaisseur de neige de 30 cm dans le modèle neige/glace est considérée semblable aux deux endroits et provient de l’analyse du Centre Météorologique Canadien (CMC), alors que l’épaisseur de glace initiale provient de la mesure effectuée près du Smith Sound par Mundy at Barber (2001) et prise égale à 1.2 mètre et est considérée semblable aux deux endroits. La couverture de neige plus grande à Thule modifie l’épaisseur de la glace de deux façons différentes. La neige avec son rôle isolant et sa plus faible absorption (elle absorbe 10 à 30 % du flux solaire incident, comparé à 40 à 80 % pour la glace) a pour effet de réduire l’ accrétion sous la glace et occasionne une glace plus mince ; par contre, le poid de la neige peut pousser l’interface neige-glace sous le niveau de flottaison et occasionner la saturation de la neige qui se transformera en glace, et donc augmenter l’épaisseur de la glace. Ces deux effets sont en compétition.

Comparaison du vent et de la température sur la polynie NOW :

Afin de déterminer si une advection de chaleur atmosphérique différente de part et d’autre de la polynie existe et contribue à une glace plus mince du côté est de la polynie, on effectuera une étude comparée du vent et de la température observés journalièrement à Grise Fjord, Thule, au centre de la polynie et à la position du navire pendant la campagne de mesure NOW, avec les valeurs du vent et de la température données par le point de grille correspondant du modèle GEM. Si une corrélation suffisante existe entre les observations et les données, il sera opportun d’utiliser le modèle GEM pour représenter spatialement l’advection de température atmosphérique.

Étude bi-dimension elle des flux de chaleur de la polynie des Eaux du Nord :

Lors de la formation de la polynie, qui s’effectue rapidement à l’intérieur de quelques semaines seulement, la formation de la glace de mer à l’intérieur de la polynie devrait être contrecarrée par le processus de rétroaction positif des composantes suivantes: flux radiatifs/glace/albédo. L’objectif premier de ce chapitre est de déterminer le moment (leg) où le bilan radiatif pourrait empêcher que de la glace ne se reforme dans la polynie après son ouverture. À cela vient s’ajouter l’apport du flux de chaleur océanique par sa contribution sur l’ablation de la glace en bordure de la polynie et la glace en mouvement à l’intérieur de celleci. Ces deux flux opèrent-ils simultanément afin de maintenir la polynie ouverte? En deça de quel leg peut-on affirmer que l’ouverture de la polynie est essentiellement due à un apport dynamique via le vent et les courants? À l’aide d’une représentation bi-dimensionnelle des flux radiatifs, d’une part observés joumalièrement à partir du navire et ceux paramétrisés à partir du modèle neige/glace correspondant à la position du navire ainsi qu’une moyenne pendant la durée du leg provenant du modèle GEM, il sera possible d’effectuer une analyse spatio-temporelle de la contribution de ces flux ainsi qu’un bilan d’énergie de la surface. En utilisant le modèle couche de mélange-pycnocline déjà discuté, il sera possible en utilisant les profils de température et de salinité obtenus durant la campagne NOW, d’effectuer aussi une analyse temporelle sur la surface de la polynie du flux de chaleur océanique et les caractéristiques océaniques, telles les épaisseurs de la couche de mélange et la stabilité de la colonne d’eau. Le tout devrait nous permettre d’obtenir une analyse spatio-temporelle des contributions des flux de chaleur de la polynie. Par la suite, une représentation conceptuelle du flux de chaleur de la polynie sera présentée .

Épaisseur de la couche de mélange obtenue par la méthode split-and-merge :

L’ épaisseur de la couche de mélange obtenue par la méthode split-and-merge , telle que présentée auparavant, a été calculée pour chacune des mesures de salinité et de température correspondant à l’observation journalière météorologique de surface. La couche de mélange s’amincit du leg 1 à 4, suite à la fonte de la neige et de la glace qui vient créer une couche de surface moins saline, la diminution de la tension du vent, et le réchauffement solaire. L’ ouverture de la polynie, le mouvement divergent des plaques de glace et la fonte des bords des plaques ont pour effet de produire un amincissement très rapide de la couche de mélange, passant d’environ 100 m à 10 m des legs 1 à 4. L’épaisseur de la couche de mélange a aussi été déterminée par Gratton (communication personnelle) en utilisant la méthode des différences de densité potentielle. Dans ce cas, l’épaisseur de la couche de mélange est la profondeur à laquelle la densité potentielle n’ excède pas plus que de 0.01 kg m3 la densité potentielle de surface (threshold difference method, Schneider and Müller, 1990). On obtient dans ce cas un amincissement d’environ 120 m à 12 m lorsqu’un échantillon des profils correspondant à l’ observation journalière météorologique de surface est utilisé. Dans le cas où tous les profils disponibles sont utilisés pendant la campagne de mesures NOW (près de 400 profils de température et de salinité, Gratton et al. 2006), l’amincissement de la couche de mélange est plûtot de 140 m à 14 m. Il semblerait donc que la méthode rapide de split-and-merge a tendence à légèrement sous-estimer les épaisseurs de couche de mélange. La couche de mélange est plus mince du côté est de la polynie que du côté ouest correspondant à une fonte plus hâtive du côté est et par le fait aussi que du côté ouest il y a advection d’eau froide en surface en provenance du Nord (Nares Strait). Au leg 4, la couche de mélange atteint une épaisseur quasi-homogène dans la polynie, soit 10 m à plus ou moins 4 m .

Stabilité de la colonne d’eau obtenue selon la méthode de Martinson et Iannuzzi :

Le rapport d’efficacité de retournement donné par la méthode de Martinson et Iannuzzi déjà discuté auparavant, est représenté par la variable stabilité pour chacun des legs. Tel que présumé par la représentation du flux de chaleur océanique, la stabilité est supérieure du côté ouest de la polynie, laissant envisager des flux de chaleur océanique moindres de ce côté. De même, pour les deux maximums de flux de chaleur océanique observés au leg 2, ces maximums correspondent à des minimums de stabilité. La stabilité s’homogénéise à partir du leg 3, pendant la période de fonte. Au leg 4, le facteur de stabilité atteint son état d’équilibre.

Enfin, selon Bâcle (2002) et Rail (2005), les masses d’eau dans la polynie peuvent être décrites à l’ aide de trois couches principales: la couche arctique, la couche intermédiaire atlantique et la couche du fond. La couche arctique provient de l’archipel canadien et se retrouve dans la polynie en empruntant les détroits de Smith, Jones et Lancaster ainsi qu’ en étant transportée par le courant ouest groenlandais après avoir contourné le Groenland par son extrémité sud. À cette couche s’ ajoute aussi l’eau de fonte des glaces au printemps. La couche arctique peut atteindre O°C en surface pendant la période estivale et possède une salinité inférieure à 34.50. La couche intermédiaire atlantique est transportée par le courant ouest groendlandais et pénètre dans la polynie par le sud en traversant le détroit de Davis. Sa température moyenne est supérieure à zéro et son maximum se retrouve dans le noyau chaud entre 450-600 m de profondeur (Rail, 2005). Sa salinité se situe entre 33.80 et 34.45. La couche d’eau profonde composée de l’ eau profonde de la baie de Baffin et l’ eau très profonde de la baie de Baffin, a une température se situant entre -0.25 et -0.5C et sa salinité d’ environ 34.45 (Rail, 2005). Les couches d’eau profonde se situent sous les 1200 m et ne sont pas présentes sous la polynie des eaux du Nord.

Conclusion :

L’ étude de la divergence et du rotationnel de la contrainte totale révèle que ceux-ci peuvent être considérés comme des facteurs dynamiques efficaces dans la formation de la polynie et la distribution des plaques de glace à l’intérieur de celle-ci, même si on néglige ici la circulation cyclonique océanique dans la baie de Baffin et la polynie NOW. L’étude séparée de la divergence et du rotationnel de la contrainte totale révèle aussi que leurs impacts se font sentir principalement au moment de l’initialisation de la formation de la polynie (biweek 8), lorsque la concentration est grande. La contrainte totale favoriserait donc la formation d’une petite polynie à chaleur latente tôt au printemps. On remarque aussi que le rotationnel de la contrainte totale pendant le Leg 2 est légèrement supérieur à la divergence, ce qui est en accord avec une circulation cyclonique des glaces de mer dans la polynie observée à l’aide de RADARSA T (Wilson et al., 2001). La validité de l’utilisation de la divergence et du rotationnel de la contrainte totale pour étudier la distribution des glaces semble être concluante, puisqu ‘elle est en accord avec le mouvement de dérive des glaces perçu par télédétection. L’ utilisation du rotationnel et de la divergence des contraintes sont utiles lorsque les contraintes internes de la glace sont faibles. L’étude pourrait être plus concluante si les vents provenant du modèle GEM étaient effectivement représentatif de cette région de l’Arctique. Les réanalyses des vents NCEPINCAR pour ces régions sont trop éparses. On pourrait donc envisager un modèle atmosphérique à méso-échelle centré sur la région (d’ où la possibilité du développement d’un modèle Polar-GEM pour l’année polaire internationale en 2007-2008). En fait, une étude plus appronfondie des vents GEM sur l’ ensemble de l’archipel Arctique canadien devrait être faite. Une vitesse moyenne des glaces avec une plus grande fréquence d’ observation serait aussi un atout.

Table des matières

Introduction 
CHAPITRE 1 : DESCRIPTION DU PROBLÈME PHYSIQUE DE LA FORMATION ET FONTE DE LA GLACE DE MER
Objectifs
Les polynies
LapolynieNOW
Équations de base de la thermodynamique de la glace de mer
Le rôle de la neige
Discussion des modèles numériques de glace de mer bien connus
CHAPITRE 2 : ÉTUDE DE SENSIBILITÉ EFFECTUÉE POUR RESOLUTE BA Y
Introduction
Données
Étude de sensibilité du flux d’ondes longues
Étude de sensibilité du flux d’ondes courtes
Bilan d’énergie pour Resolute 1992
Profils océaniques près de Sommerville Island en 1994 dans le détroit de Barrow
Calcul des profils idéaux par la méthode de split-and-merge
Modèle de Martinson et Iannuzzi (1998) pour le calcul du flux de chaleur océanique
Un autre modèle de flux de chaleur océanique, le modèle de Lemke et al (1990)
Épaisseur de glace et de neige en incluant les flux de chaleur océaniques calculés
Étude de la stabilité de la colonne d’ eau près de Sommerville Island
Balance d’énergie pour Resolute 1994
Conclusion du chapitre 2
CHAPITRE 3 : FORMATION ET FONTE DE LA GLACE DE MER DE LA POL YNIE DES EAUX DU NORD
Introduction
Objectifs
Observations comparées entre les côtés est et ouest de la polynie NOW
Bilan d’énergie et présentation du modèle neige/glace de mer
Comparaison des flux turbulents de Thule et Grise Fjord
Étalonnage du contenu en chaleur près de la surface
Contribution du flux de chaleur océanique dans le processus de fonte de la glace mer différent d’un côté et l’ autre de la polynie NOW
Modèle hybride pour le calcul du flux de chaleur océanique
Impacts des flux de chaleur océaniques sur l’ablation de la glace de mer près de Thule et Grise Fjord
Étude de la stabilité de la colonne d’eau près de Thule et Grise Fjord
Advection horizontale du flux de chaleur océanique
Comparaison du vent et de la température sur la polynie NOW
Contribution atmosphérique à la fonte de la glace de mer de la polynie NOW
Conclusion du chapitre 3
CHAPITRE 4 : ÉTUDE BI-DIMENSIONNELLE DES FLUX DE CHALEUR DE LA POL YNIE DES EAUX DU NORD
Introduction
Concentration de glace et ouverture de la polynie NOW
Bilan radiatif observé à partir du navire
Bilan radiatif paramétérisé par le modèle neige/glace et par le modèle GEM
Bilan d’énergie
Comparaison des flux radiatifs et nombre adimensionnel de la rétroaction glace/nuage/albedo
Épaisseur de la couche de mélange obtenue par la méthode split-andmerge
Flux de chaleur océanique provenant du modèle hybride couche de mélange-pycnocline
Conclusion de la partie 4 et représentation conceptuelle de la polynie
CHAPITRE 5 : IMPACTS DES CONTRAINTES SUR LA DISTRIBUTION DE LA GLACE DE MER DANS LA POL YNIE NOW
Introduction
Impact de la divergence et du rotationel de la contrainte totale sur la distribution de la glace de mer dans la polynie
Scénario où la région de la polynie NOW deviendrait une zone marginale de glace de mer (Marginal !ce Zone)
CHAPITRE 6 : SOMMAIRE ET RECOMMENDA TIONS
Conclusion

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