Mécanismes de gain et perte de masse de la calotte polaire

Mécanismes de gain et perte de masse de la calotte polaire

Deux mécanismes entrainent un changement de la masse de la calotte polaire :

La dynamique des glaces :
La calotte polaire du Groenland n’est pas statique, les glaces qui la constituent sont en mouvement et s’écoulent. Les écoulements des glaces les plus rapides sont mesurés en périphérie, où les glaces peuvent se déplacer à une vitesse de plusieurs kilomètres par an (Quiquet, 2012). Lorsque la glace atteint la mer, la rupture des glaciers entraine la décharge des glaces dans la mer, on parle de vêlage des icebergs.

Le bilan de masse surfacique :
Le bilan de masse surfacique (Surface Mass Balance en anglais : SMB) est défini comme la différence entre les précipitations neigeuses (source) et les processus à la surface qui entraînent une perte de masse à la surface. Le SMB peut être exprimé comme suit (Box et al., 2006) :

??? = ? − ? − ?? − ? (1.1)

P représente les précipitations neigeuses. E exprime les flux sortants et entrants de vapeur d’eau au niveau de la surface glacée, i.e. la condensation et l’évaporation. Qs exprime la perte par sublimation de la neige soufflée. Et R est l’écoulement de surface, qui peut s’écrire (Pfeffer et al., 1991) :

? = ?? − ?? (1.2)

Avec Mp la production d’eau liquide produite par la fonte de surface et Mr la fraction d’eau retenue par regel (Ettema et al 2010). L’écoulement R n’est pas à confondre  avec l’écoulement des glaces dû à la dynamique de la calotte, on parle ici de l’écoulement de l’eau liquide issue de la fonte des glaces.

Evolution récente du bilan de masse surfacique

Sur l’ensemble du Groenland, Van den Broek et al. (2009) et Rignot et al. (2011) ont montré à partir d’observations satellites que les deux mécanismes présentés ci dessus (dynamique des glaces et SMB) ont contribués à part égale à la perte de masse totale sur les deux dernières décennies. Leurs contributions ont augmentées avec le temps La contribution de plus en plus importante du SMB correspond à des valeurs de plus en plus négatives de celui-ci sur cette période. Cette variation peut être comprise en suivant l’évolution des termes de l’équation 1.1 :

Entre 1890 et 2000 Mernild et al. (2014) ont mesuré une augmentation des précipitations neigeuses (terme P dans l’équation 1.1) au-dessus de la calotte du Groenland avec une tendance de +0.1 mm.an-1 en équivalent eau liquide par an. L’augmentation des précipitations neigeuses (P) observées avant les années 2000 a contrebalancé les pertes dues à l’augmentation de l’écoulement (R) sur cette période (Box et al 2006., Hanna et al., 2005). Pour le 21ème siècle, les modèles prédisent une augmentation de 5% des précipitations par °C de réchauffement annuel moyen au Groenland (Gregory and Huybert, 2014). Cependant, le réchauffement du climat augmentera également le rapport entre précipitations liquides et solides. Les précipitations neigeuses (P) ne suffisent plus pour compenser les pertes de masses actuelles et futures (Church et al., 2013). L’étude des précipitations au Groenland est un sujet de recherche entier et complexe, sur lequel nous ne nous concentrerons pas dans ce travail. Notre intérêt se portera surtout sur la relation entre l’écoulement R et les nuages.

En utilisant des observations satellites et aéroportées, Enderlin et al. (2014) ont montrés qu’entre 2009 et 2012, l’écoulement à la surface (R) est responsable de 84 % de l’augmentation de la perte de masse totale de la calotte. Les termes E et Qs de l’équation (1.1) sont donc négligeables devant R.

Modulation de la température de surface de la calotte polaire

Pour anticiper et modéliser l’évolution de la montée des eaux, il est important de comprendre les mécanismes qui entrainent une augmentation de la perte de masse, et particulièrement l’écoulement à la surface (terme R dans l’équation 1.1 et 1.2). Celui-ci dépend d’abord de la température de surface. La température de surface est modulée par les variables suivantes :

Rayonnement solaire et angle zénithal
Au premier ordre, la température de surface est pilotée par le rayonnement solaire incident via l’apport de flux dans les courtes longueurs d’onde (SW). C’est donc en été, à partir de juin, lorsque l’angle solaire zénithal est le plus faible, que les températures sont les plus élevées et que la fonte est la plus importante.

Circulation atmosphérique
Ensuite, la circulation atmosphérique agit sur les températures estivales moyennes à la surface du Groenland et influence la fonte (Fettweis et al., 2013). Ces dix dernières années, des évènements de fontes extrêmes se sont succédés au Groenland : en 2007 (Mote et al., 2007), 2010 (Tedesco et al., 2011) et 2012 (Tedesco et al., 2013). Ces fontes sont associées à des étés anormalement chauds qui peuvent s’expliquer par la circulation atmosphérique : advection de masses d’air chaudes ou humides, persistance de conditions anticycloniques qui peuvent être connectées à l’état de l’oscillation Nord Atlantique (NAO) (Chen et al., 2015 ; Box et al., 2012).

Albédo de surface
Typiquement, une surface couverte de neige a un albédo de surface αS ≈ 0.8 et réfléchit donc 80% du rayonnement solaire incident. Une baisse de l’albédo de surface induit une augmentation du rayonnement solaire absorbé à la surface, une augmentation de la température de surface et donc de la fonte. Plusieurs raisons peuvent entraîner une diminution de l’albédo de la calotte : tout d’abord un réchauffement de la région peut permettre la formation de flocons de neige plus gros. Les surfaces recouvertes par cette neige ont un albédo de surface plus faible que celles recouvertes par des flocons plus petits (Dozier et al., 1981). L’albédo de surface de la neige humide ou ancienne est également inférieur à l’albédo de la neige sèche ou fraiche (Robock, 1979 ; Blumthaler and Ambach, 1988). La neige peut aussi s’assombrir suite à l’advection de poussières et d’impuretés (Dumont et al., 2014). Finalement, la fonte de la neige ou l’absence de précipitation peut mettre la glace qu’elle recouvre à nu. La glace, d’albédo plus faible que la neige (αS ≈ 0.6), fond plus facilement (Tedesco et al., 2011). Tous ces mécanismes montrent qu’en fondant, la surface de la calotte devient plus sombre et absorbe donc davantage de rayonnement solaire. Il y a donc un mécanisme de rétroaction positive qui amplifie la fonte liée à l’albédo de surface (Box et al., 2012 ; Tedesco et al., 2011).

Nuages
Enfin, et c’est le sujet qui nous intéresse, les nuages ont un rôle à jouer. Ils peuvent refroidir la surface en masquant le Soleil et en bloquant le rayonnement visible, mais ils peuvent aussi la réchauffer en piégeant le rayonnement infrarouge émis par le sol et les basses couches atmosphériques.

Effet radiatif des nuages à la surface du Groenland

En réchauffant ou refroidissant la surface radiativement, les nuages modifient la température de surface qui agit sur l’écoulement de surface R. Nous définissons ci-après l’effet radiatif des nuages (Cloud Radiative Effect : CRE) qui indique si la présence des nuages réchauffe ou refroidit la surface radiativement. Nous verrons ensuite l’état des connaissances sur le CRE à la surface.

Table des matières

Introduction
Chapitre 1 : Contexte
1.1 La calotte polaire du Groenland
1.1.1 Mécanismes de gain et perte de masse de la calotte polaire
1.1.2 Evolution récente du bilan de masse surfacique
1.1.3 Modulation de la température de surface de la calotte polaire
1.2 Effet radiatif des nuages à la surface du Groenland
1.2.1 Définition
1.2.2 Etat des connaissances
1.3 Observations des nuages au Groenland
1.4 Questions scientifiques abordées dans cette thèse
Chapitre 2: Outils
2.1 Observations des nuages par lidar spatial
2.1.1 Produit nuage CALIPSO orienté GCM : GOCCP
2.1.2 Identification de la phase nuageuse
2.2 Observations des nuages par satellite de télédétection passive
2.3 Restitution des flux radiatifs à la surface à partir d’observation satellite
2.3.1 Flux radiatifs de surface dérivés des mesures CERES
2.3.2 Flux radiatifs de surface dérivés des mesures CloudSat et CALIPSO
2.4 Observations sol à la station de Summit
2.4.1 Millimeter Cloud Radar (MMCR)
2.4.2 Micro Pulse Lidar (MPL)
2.4.3 Observations des flux radiatifs de surface à Summit
2.5 Classification en régimes de circulation
2.5.1 Régimes de circulation Nord Atlantique
2.5.2 Régimes de circulation déterminés par cartes auto-adaptatives (SOM)
2.6 Modèles de circulation générale
Chapitre 3: Comparaison des climatologies nuageuses observées au Groenland
3.1 Observations par télédétection active
3.1.1 Une définition de couverture nuageuse totale
3.1.2 Plusieurs définitions de couverture nuageuse liquide
3.1.3 Comparaisons des observations satellites GOCCP avec les mesures sol
3.2 Observations par télédétection passive
3.3 Distribution verticale des nuages vue depuis le sol et depuis l’espace
3.4 Conclusion
Chapitre 4: Variabilité spatio-temporelle des nuages au Groenland; lien avec les régimes de circulation
4.1 Variabilité saisonnière des nuages
4.1.1 Couverture nuageuse
4.1.2 Distribution verticale des nuages
4.2 Variabilité interannuelle des nuages
4.3 Lien entre les nuages et les régimes de circulation
4.3.1 Influence des régimes de circulation Nord Atlantique sur la formation des nuages
4.3.2 Influence des régimes de circulation créés par l’algorithme SOM sur la formation des nuages
4.4 Conclusion
Conclusion

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