Le rapport final du projet

ACI – Risques Naturels et Changement Climatique
Volet Changement Climatique
Projet Changement Climatique et Cryosphère (C3)
Rapport final de projet, 2004-2007
Correspondant projet:
Genthon Christophe
Tél : 4 76 82 42 15
Fax : 4 76 82 42 01
E-mail : [email protected]
Laboratoire de Glaciologie et Géophysique de l’Environnement, UMR 5183
54 Rue Molière, BP96
1
38402 Saint Martin d’Hères Cedex
2
Rappel / résumé du projet, participants, et structure du rapport
3
Rappel résumé du projet:
Quelles sont les caractéristiques de la variabilité et du changement climatique dans les régions de
cryosphère? Comment exploiter les propriétés de détection et d'enregistrement de signaux de changement
climatique de la cryosphère? Quel est le rôle de la cryosphère dans cette variabilité et ce changement, et peuton identifier et quantifier les rétroactions à l'oeuvre et les « risques » climatiques qu'elles posent? Quels sont
les défauts liés à la cryosphère, des modèles actuellement mis en oeuvre pour l'analyse et la prévision
climatique? Quelle est la réponse de la cryosphère au changement climatique en cours et à venir, qui pourra
avoir des conséquences sur l'environnement et les sociétés?
Ces questions, relatives aux relations entre climat et cryosphère dans un contexte de changement
climatique, sont celles qui ont été abordées conjointement par 8 laboratoires français et un institut belge dans
le cadre du projet C3. La cryosphère reste en effet une composante du système climatique trop mal connue, et
une source d'incertitude trop importante dans les modèles de climat actuels. Ce constat est en particulier posé
par le Programme Mondial de Recherches sur le Climat (PMRC), et il motive le programme international CliC
(Climate and Cryosphère) récemment mis en place par le PMRC.
Le projet rassemble des compétences permettant d'aborder les composantes essentielles de la cryosphère
(neige, glaciers, calottes polaires, glace de mer, gel de sol), par des méthodes complémentaires (mesures
glaciologiques et météorologiques de terrain, analyses glaciologiques de laboratoire, télédétection spatiale,
analyses de données, modélisation multi-échelle). Il s'articule autour de 3 volets, marqués par des objectifs
dont l'interdépendance est importante, et qui visent directement les questions soulevées au début de ce résumé :
1. Documentation de la variabilité climatique (1-1000 ans), et du changement depuis le pré-industriel, en
exploitant les propriétés d'enregistrement de la cryosphère, et les modèles
2. Prévisions climatiques en régions de cryosphère, réponse de celle-ci, et rétroactions
3. Processus physiques d'interactions climat/cryosphère, paramétrisations et amélioration des modèles
Le projet aborde donc 2 des 3 domaines d'étude ciblés de l'ACI Risques Naturels et Changement
Climatique : Nature et mécanismes de la variabilité climatique; Changement du climat global. De plus, il
accompagne, pour les aspects cryosphériques, des projets proposés par ailleurs par la communauté nationale
(projet MC2 de la même ACI; initiative nationale ESCRIME de prévision du changement climatique, voir par
exemple Salas et Genthon (2006) pour des aspects cryosphériques polaires de cette initiative) et internationale
(Europe: projet ENSEMBLES), pour l'étude du changement climatique global.
Les 3 volets du projet étant menés en parallèle, les résultats obtenus se sont échelonné régulièrement au
long des 3 années du projet pour:
•
Une meilleure documentation de l'état moyen et de la variabilité récente (1-1000 ans) de, et en région de,
cryosphère;
•
Une quantification des relations climat-cryosphère à l'échelle locale et globale, permettant l'interprétation
des observations en termes climatiques;
•
L'étude et modélisation des processus physiques à l'oeuvre dans ces relations (hydrologie glaciaire,
composantes du bilan de masse, d'énergie...), devant déboucher sur la mise à disposition de modèles
(échelle locale /régionale) et de paramétrisations (modèles globaux en particulier) optimisées pour les
régions de cryosphère;
•
Une évaluation de la réponse climatique de la cryosphère aux scénarios anthropiques simulés dans le cadre
d'autres projets (projet MC2 de la même ACI et scénarios IPCC 2007) ;
•
Ce qui implique la mise en oeuvre de modèles et de méthodes de régionalisation adaptées aux échelles des
différentes formes de la cryosphère (zoom numérique des modèles globaux et modèles régionaux sur les
calottes polaire, anomalies et analogues sur les glaciers, par exemple).
4
•
Et également, la modélisation de la réponse dynamique interne de certaines formes de cryosphère
(écoulement des glaciers de montagnes, des calottes de glace);
•
Une synthèse et donc meilleure visibilité des activités, relativement dispersées, de la communauté
française (et du rôle essentiel du partenaire belge) sur les relations climat-cryosphère dans le contexte du
changement climatique.
Les mots-clé du projet sont : Cryosphère, climat, mesures de terrain, télédétection satellitale, modélisation
numérique, prévisions.
Liste des personnes et des laboratoires ayant contribué au projet :
Nom
Statut
Unité d'accueil
Institut / Programme
PR2 UJF
LGGE
CNRS/UJF
Gallée H.
DR2 CNRS
LGGE
CNRS/UJF
Genthon C.
DR2 CNRS
LGGE
CNRS/UJF
Gential L.
Doctorant
LGGE
CNRS/UJF
Gerbaux M.
Doctorant
LGGE
CNRS/UJF
Krinner G.
CR1 CNRS
LGGE
CNRS/UJF
Le Meur E.
Maître de Conférences
LGGE
CNRS/UJF
Magand O.
IE2 CNRS
LGGE
CNRS/UJF
Mialon A.
Doctorant
LGGE
CNRS/UJF
Peyaud V.
Doctorant
LGGE
CNRS/UJF
CR1 CNRS
LGGE
CNRS/UJF
Sacchettini M.
IR2 UJF
LGGE
CNRS/UJF
Sturm K.
Doctorant
LGGE
CNRS/UJF
Vincent C.
IR2 CNRS
LGGE
CNRS/UJF
Weiss J.
CR1 CNRS
LGGE
CNRS/UJF
Khorostianov D.
Post-Doc
LGGE
ENSEMBLES
Cattani O.
Ing. CEA
LSCE
CEA/CNRS
Falourd S.
Techn. CEA
LSCE
CEA/CNRS
Hoffmann G.
Chercheur CEA
LSCE
CEA/CNRS
Masson-Delmotte V.
Chercheur CEA
LSCE
CEA/CNRS
Ing. CEA
LSCE
CEA/CNRS
Fily M.
Ritz C.
Stievenard M.
5
Nom
Statut
Unité d'accueil
Institut / Programme
Arnaud Y.
CR1 IRD
LGGE
IRD/GREATICE
Francou B.
DR2 IRD
LGGE
IRD/GREATICE
Ginot P.
CR2 IRD
LGGE
IRD/GREATICE
Wagnon P.
CR2 IRD
LGGE
IRD/GREATICE
Vimeux F.
CR2 IRD
LSCE
IRD/GREATICE
Etchevers P.
Ing. Météo
CEN
Météo-France
Tech. Météo
GMGEC
Météo-France
Salas y Melia D.
Ing. Météo
GMGEC
Météo-France
van Coppenolle M.
Doctorant
ASTR
U. Louvain La Neuve
Driesschaert E.
Doctorante
ASTR
U. Louvain La Neuve
Fettweis X.
Doctorant
ASTR
U. Louvain La Neuve
Fichefet T.
Chercheur FNRS
ASTR
U. Louvain La Neuve
Goosse H.
Chercheur FNRS
ASTR
U. Louvain La Neuve
Prof UCL
ASTR
U. Louvain La Neuve
Remy F.
DR2 CNRS
LEGOS
CNRS/CNES
Legresy B.
CR2 CNRS
LEGOS
CNRS/CNES
Moreau A.
Doctorante
LEGOS
CNRS/CNES
LERMA
Obs. Paris
Rascol A.
van Ypersele J.P.
Prigent C.
CR1 CNRS
Cordisco E.
Doctorant
LERMA
Obs. Paris
Aires P.
CR1 CNRS
LMD
CNRS/X
Plan du rapport final 2004-2007
Ce rapport suit la structure en 3 volets de la proposition C3 initiale :
Volet 1 : Documentation de la variabilité climatique (1-1000 ans), et du changement depuis le préindustriel, en exploitant les propriétés d'enregistrement de la cryosphère, et les modèles
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Volet 2 : Prévisions climatiques en régions de cryosphère, réponse de celle-ci, et rétroactions
Volet 3 : Processus physiques d'interactions climat/cryosphère, paramétrisations et amélioration des
modèles
Tous ces volets ont effectivement été abordés, essentiellement selon le schéma initialement proposé. Près
de 80 publications en relation avec le programme sont parues ou actuellement sous presse, 7 sont actuellement
soumises pour publication, et 4 thèses ont été soutenues. Les publications, thèses et participations à congrès /
colloques sont listées en fin de ce rapport.
7
Volet 1 : Documentation de la variabilité climatique (1-1000 ans),
et du changement depuis le pré-industriel, en exploitant les
propriétés d'enregistrement de la cryosphère, et les modèles
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1-a) Antarctique
1-a-i) Stations d’observation :
Observatoire GLACIOCLIM-SAMBA
L'observation du bilan de masse de surface de l'Antarctique est actuellement insuffisante pour évaluer sa
variabilité et ses tendances éventuelles, et pour vérifier et valider la surveillance satellitales qui en est faite et
les modèles climatiques utilisés pour la prédire (ISMASS 2004).
GLACIOCLIM-SAMBA
(SurfAce
Mass
Balance
of
Antarctica,
http://lgge.obs.ujfgrenoble.fr/glacioclim/samba) est la composante Antarctique de l'ORE GLACIOCLIM, dont l'objectif est la
surveillance du bilan de masse des glaciers et l'étude des relations au climat. A la différence des autres
composantes (Alpes et Andes), le volet SAMBA était inexistant lors de la création de l'ORE ainsi qu'au
démarrage du projet C3. A l'issue du projet et de 3 saisons de terrain Antarctique, Un ensemble de réseaux et
de lignes de balises d'accumulation et d'ablation a été mis en place et régulièrement relevé, dont une ligne de
150 km échantillonnant le contraste côte/plateau. Une station météorologique automatique a été également
déployée au site côtier de Cap Prud'homme. Ces différents volets de l'observatoire sont décrit plus amplement
sur le site internet qui lui est dédié. Par ailleurs, l'observatoire a contribué (entretien, complémentation du jeu
d'instruments) au fonctionnement des stations météorologiques d'autres groupes (AMRC, partenaire italien)
en Terre Adélie et à la station Concordia. Enfin, de nouveaux instruments pour l'observation
glaciométéorologique en Antarctique (spectronivomètre, sondes hauteur de neige, albédomètre
photographique) ont été mis en test.
Accumulation neigeuse relevée le long du transect, de janvier 2004 à janvier 2005 (en rouge) et de janvier
2005 à janvier 2006 (en noir).
Les données d'accumulation le long de la ligne de balises indiquent une variabilité spatiale et temporelle
très élevée figure ci-dessus). Ponctuellement accessible en hiver, le réseau d'ablation de Cap Prudhomme a pu
9
être relevé à plusieurs reprises hors été par des hivernants de la station de Dumont d'Urville. Les données
confirment une grande variabilité temporelle. Les composantes du bilan de masse côtier, y compris l'érosion
par le vent, la fonte et l'évaporation, ont été étudiées par modélisation locale (Genthon et al. 2007). L'érosion
éolienne des précipitations déposées est clairement un terme majeur.
Ces résultats sont encore très préliminaires et, dans un contexte d'observatoire, il est délicat de tirer des
conclusions fermes sur la base de 3 années d'observation seulement. Il reste que la partie Antarctique de l'ORE
GLACIOCLIM, inexistante il y a 3 ans, est maintenant une réalité.
1-a-ii) Raids scientifiques :
Campagnes ITASE
L’étude de l’accumulation nette de la neige constitue une des composantes principales de l’étude des bilans
de masse des calottes polaires. Les taux d’accumulation sont obtenus par l’intermédiaire de nombreuses
méthodes (étude stratigraphique des carottes de glace, mesures de balises, carottages et analyses chimiques,
mesures satellitales…), mais en raison de nombreux « trous » dans la couverture d’observation du paramètre
accumulation, les valeurs de bilan de masse de l’Antarctique actuellement citées restent entachées de
nombreuses incertitudes, tant sur la variabilité spatiale que temporelle de ce paramètre.
En vue d’approfondir nos connaissances actuelles sur la thématique de l’accumulation de neige et bilan de
masse dans le secteur polaire Antarctique, l’Italie et la France ont réalisé plusieurs campagnes de terrain (cf
figure) en Terres de Wilkes et de Victoria (zone Nord) dans le cadre du programme ITASE (International
TransAntarctic Scientific Expedition) et de la collaboration franco-italienne (station Concordia).
Carte du bassin de drainage Nord et Est de Dôme C (Antarctique de l’Est – Terres de Wilkes), avec les
lignes d’écoulement, et visualisation des sites de carottages réalisés dans le secteur depuis 1959-1960
(Magand et al., 2004).
10
Un ou plusieurs scientifique(s) français du LGGE, ont participé à chacune des différentes campagnes de
terrain préalablement citées. L’implication du laboratoire s’est notamment traduite par l’étude de la mesure des
taux d’accumulation de neige, via l’outil radiochimique, dans les différents sites étudiés (Frezzotti et al., 2004 ;
Magand et al., 2004 ; Frezzotti et al., 2005).
L’ensemble des carottes récoltées au cours de ces campagnes (48 carottes) a été analysé en comptage Béta
global et spectrométrie Gamma au LGGE, afin d’estimer les taux d’accumulation de neige. L’ensemble de ces
analyses permet d’obtenir des profils d’évolution des retombées radioactives entre 1955 et 1980 et, via les
horizons repères de retombées maximales (1955 et 1965), d’établir une cartographie de l’évolution de
l’accumulation (variabilité spatiale et temporelle du bilan de masse en surface sur les 50 dernières années)
dans les zones d’étude concernées. L’intégration de données radars et satellites (morphologie de surface) aux
données d’accumulation précédemment citées, nous permettent entre autres d’évaluer la variabilité spatiale de
l’accumulation de surface, et d’étudier les processus en partie responsables des variabilités observées
(Frezzotti et al., 2004 ; Magand et al., 2004 ; Frezzotti et al., 2005). Il ressort notamment l’impact considérable
du phénomène de sublimation induit par le vent, sur les précipitations de neige, donc sur la distribution et la
variabilité du bilan de masse de surface, dans une secteur ou 90% des surfaces apparaissent comme fortement
ventées. Ces travaux montrent également l’intérêt grandissant de l’emploi et le couplage de nouvelles
technologiques (type radar à neige ou GPR) avec les études de forages afin de mieux appréhender les
problèmes de représentativité spatiale des valeurs observées sur l’ensemble du territoire Antarctique. En
parallèle, les équipes italiennes ont analysé la composition chimique (anions et cations) de ces mêmes carottes
afin d’étudier la répartition des dépôts de sels marins (Na+, Mg2+, Cl-) et des composés biogéniques soufrés
(MSA, nssSO42-) sur les secteurs côtiers et le plateau Antarctique en terre de Wilkes et de Victoria (zone
Nord). Par le biais de l’étude de la distribution spatiale des impuretés chimiques dans la neige, ces travaux
permettent de mieux appréhender le type de masses d’air, et donc de sources marines, affectant les différentes
zones du secteur d’étude, ainsi que les processus de transport, de dépôt et de post-dépôt des différents
composés chimiques.
Les principaux résultats de ces campagnes (Frezzotti et al, 2004 ; Magand et al., 2004 ; Frezzotti et al.,
2005 ) concernent :
1. Une meilleure compréhension des gradients climatiques et environnementaux latitudinaux et longitudinaux
rencontrés au cours des 200-1000 dernières années dans le bassin de drainage de Dôme C et des territoires
Nord de Victoria;
2. Une meilleure appréhension des processus résultant de l’interaction (redistribution par transport,
sublimation, métamorphisme..) entre les couches de surface de l’atmosphère et la neige déposée, affectant
ainsi la distribution de l’accumulation ;
3. Une meilleure appréhension de l’origine des masses d’air, des processus de transport et de dépôts,
permettant entre autres, une meilleure interprétation des signaux enregistrés dans les carottes de glace ;
4. L’établissement de cartes précises de distribution de l’accumulation (bilan de masse de surface) dans ce
secteur de l’Antarctique (Ddu – TNB – DC), ainsi que de cartes de dépôts des composés chimiques
(aérosols marins, composés biogéniques soufrés).
1-a-iii) Carottages
•
Mesure du deutérium de la neige de surface de 104 échantillons de raids entre Terra Nova Bay et Dome C
(raids ITASE 2001-2002): Ces échantillons correspondent à des échantillons provenant des transects
Ouest-Est D66-GV5 et Nord-Sud M4-GV7. La composition isotopique en oxygène a été analysée par nos
collègues italiens de l'université de Trieste. Les analyses des résultats sont en cours (étude des variations
de l'excès en deutérium en fonction de l'altitude, la distance à la côte des sites). Ils semblent très
complémentaires des analyses réalisées en 2004 sur les raids 1998-1999.
•
Mesure d'un profil de deutérium le long d'un forage de surface réalisé au Dôme A (132 mesures réalisées
11
chaque mètre): Conformément à l'altitude et la température locale, le site se caractérise par une valeur
moyenne de -450 pour mille, correspondant aux valeurs isotopiques moyennes les plus basses actuelles
connues.
•
Réalisation d'une base de données de teneur isotopique de la neige de surface en Antarctique: Cette base
de donnée combine les données isotopiques acquises au LSCE et celles issues d'autres forages
(Antarctique de l'Ouest, Péninsule Antarctique, secteur de Dronning Maud Land). Ce travail devrait
donner lieu à un article à soumettre en 2007. Les résultats disponibles suggèrent un changement net
d'excès en deutérium en région côtière (sous 2000 m d'altitude) par rapport aux régions antarctiques
situées à plus de 2000 m d'altitude. Une comparaison entre ces indications et l'advection d'humidité
simulée par les modèles atmosphériques permettrait d'identifier les causes de ce seuil à 2000 mètres
d'altitude.
1-a-iv) Télédétection :
1/ Evolution des zones de fonte Antarctique
L’émissivité de la neige dans le domaine des micro-ondes de fréquences comprises entre quelques GHz et
quelques dizaines de GHz est extrêmement sensible à la présence d’eau liquide. Des radiomètres micro-ondes
aux fréquences appropriées, embarqués sur satellites à orbite polaire, permettent donc de détecter la présence
ou non d’eau liquide en surface des calottes de glace, même en très petite quantité. De tels radiomètres existent
depuis plus de 20 ans et permettent une estimation, non seulement des surfaces et périodes annuelles affectées
par l’eau liquide en moyenne pour le climat actuel, mais aussi de la variabilité interannuelle et de la tendance
récente.
Un algorithme de détection du signal de fonte en Antarctique à partir des données des capteurs SMMR
puis SSM/I (canal 19 GHz), en activité depuis la fin de l’année 1979, a été développé au laboratoire. Nous
avons récemment montré et corrigé l’influence de l’heure de l’acquisition des températures de brillance. Une
base de données a été créée pour mettre à la disposition de tous l’ensemble de nos résultats (http://wwwlgge.obs.ujf-grenoble.fr/~picard/melting/index.php).
La figure ci-dessous montre que, en moyenne, la fonte Antarctique affecte une partie substantielle des
régions côtières pour un nombre de jours par an variable. Encore plus intéressant, l’examen de la série
annuelle montre, d’une part une variabilité interannuelle forte, d’autre part une tendance significative sur les
20 dernières années du XXème siècle. Les variations inter-annuelles ont été explorées par analyse spectrale et
par corrélation avec des indices de variabilité connus. Ni la signature de l’onde circumpolaire Antarctique, ni
celle de l'oscillation Sud (ENSO) n’ont été clairement mises en évidence. Par contre, une forte composante
d’oscillation Antarctique a été trouvée, suggérant une relation entre la distribution en masse de l’atmosphère
entre les moyennes et hautes latitudes Sud et le bilan de l’énergie de surface d’été. Cette relation reste à
explorer plus avant, en particulier par modélisation.
La tendance de la fonte Antarctique sur 20 ans, entre 1980 et 2000, est à la décroissance. Ce résultat peut
paraître incompatible avec un réchauffement climatique souvent évoqué en Antarctique. En fait, le signal de
réchauffement climatique Antarctique le plus clair concerne la Péninsule, une région où, justement, l’indice de
fonte est en légère croissance. Ailleurs, plusieurs stations indiquent un refroidissement sur les 20 dernières
années (alors que, sur 50 ans, la tendance est plutôt au réchauffement). Depuis 2000 une inversion des
tendances s’opère liée au SAM (Southern Antarctic Modulation). Ces résultats reflètent la complexité du
climat Antarctique. Notre signal de fonte par télédétection apporte une contrainte supplémentaire à la
compréhension du système climatique Antarctique. Reférences pour ce travail: Picard et Fily, 2006; Picard
et al., 2007.
12
(En haut) Durée moyenne de la fonte estivale Antarctique (en jour). (En bas) Evolution interannuelle de la
fonte sur la période 1980-99 (en ordonnée : 106 jours.km2). L’indice utilisé ici est le cumul sur un été des
surfaces de fonte observées chaque jour.
2/ Bilans de masse
En ce qui concerne le bilan de masse de l'Antarctique, nous avons montré à partir des données altimétriques
d'ERS2 que seule la partie Ouest diminuait sensiblement de volume (Legrésy et Rémy, 2007). La partie Est
semble elle, relativement constante même si localement des zones s'épaississent et d'autres s'amincissent. Des
fonctions de covariance à partir de notre modèle stochastique d'évolution de l'Antarctique vont nous
permettent d'extraire le signal potentiellement dû à la variabilité spatio-temporelle de l'accumulation de neige.
L'apport de l'altimétrie bi-fréquence du satellite Envisat permet aussi de mieux appréhender et caractériser le
manteau neigeux et ainsi d'améliorer la précision de la mesure (Legrésy et al. 2005, Rémy et Frezzotti, 2006).
Ces données sont en relatif bon accord avec les mesures issues des séries temporelles de gravimétrie obtenues
par Grace. L’ouest du continent perd de la masse, l’est en gagne très légèrement (Ramillien et al., 2006).
Nous avons aussi, pour l'Antarctique (Llubes et al., 2005) ainsi que pour le Vatnajokull (Berthier et al.
2005), montré l'importance des systèmes hydrologiques sous-glaciaires. Les deux études nous permettent de
proposer des valeurs du flux géothermique pour l'Antarctique et l'Islande. Pour l'Antarctique, la fonte basale et
le drainage sous-glaciaire doivent être pris en compte dans le bilan de masse de certaines régions.
13
1-a-v) Modèles et comparaisons modèles/données
Circulation atmosphérique, hydrologie et climat
En termes de variabilité interannuelle Antarctique, ERA-40 est une source d'information cruciale.
Toutefois, le contrôle par les observations est très limité en dans cette région avant l'avènement des satellites
météorologiques. Sans contrôle, la variabilité est celle du modèle du CEPMMT qui, au moins
chronologiquement, ne coïncide pas avec celle du monde réel. L'importance de ce contrôle est particulièrement
difficile à établir en ce qui concerne l'hydrologie puisque l'observation des précipitations est quasiment
inexistante en Antarctique à cause des difficultés techniques que cette mesure implique. La contribution des
Etats Unis au programme ITASE a permis d'obtenir un jeu de carottes en Antarctique de l'ouest à partir
desquelles il a été possible d'estimer l'accumulation annuelle et ses variations interannuelles sur des périodes
coïncidant avec celle couverte par ERA-40. La comparaison des observations et des analyses (en fait, des
prévisions à court terme pour l'hydrologie) indique indiscutablement un changement de comportement des
analyses à la fin des années 70 (figure ci-dessous), lorsque les satellites météorologiques performants ont été
mis en oeuvre. Non seulement la variabilité interannuelle, mais aussi l'accumulation moyenne sont
considérablement mieux reproduits à partir de cette époque (Genthon et al. 2005). Même pour la période
récente, la corrélation est imparfaite, ce qui reflète en particulier l'incohérence spatiale de la comparaison d'un
résultat de modèle (significatif à grande échelle) avec une observation ponctuelle (significative, au pire, de
l'échelle spatiale d'une carotte, soit quelques cm!). La nécessité d'une surveillance par balises et d'une
reconstruction par carottages, à des échelles spatiales compatibles avec celles des modèles numériques et des
traces des instruments satellitaux, du bilan de masse de l'Antarctique préside d'ailleurs certains des aspects de
la conception de l'observatoire GLACIOCLIM-SAMBA (voir plus haut).
Accumulation annuelle mesurées dans 2 carottes ITASE et résultat ERA-40 correspondant. Les lignes
pointillées en sont les lissages sur 5 ans. (d'après Genthon et al. 2005).
Au delà de la caractérisation et de l'amélioration de la signification spatiale des mesures de terrain, l'échelle
de corrélation spatiale de la variabilité temporelle des précipitations Antarctiques est un élément important de
l'estimation de la tendance actuelle du bilan de masse de l'Antarctique par télédétection satellitale. La réponse
de la dynamique de l'écoulement glaciaire à des fluctuations aléatoires du bilan de masse en surface peut
obscurcir une tendance éventuelle dans une mesure dépendant des caractéristiques spatio-temporelles des
fluctuations. Ces caractéristiques spatio-temporelles peuvent être estimées à partir des modèles climatiques et
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des analyses météorologiques (Genthon, 2004), du moins jusqu'aux échelles effectivement résolues par ces
modèles. D'après ces modèles, en faisant donc abstraction du « bruit » de petite échelle, la variabilité
interannuelle des précipitations est en moyenne corrélée jusqu'à des distances de 500 km en moyenne, mais
avec des disparités spatiales importantes.
La région du monde soumise à la plus grande variabilité climatique interannuelle (e.g. en terme de pression
de surface) est l'Antarctique de l'Ouest, où se conjuguent en particulier l'influence du SAM (Southern Annular
Mode) et de la propagation du signal d'ENSO depuis le Pacifique tropical. C'est également dans cette région
que des tendances climatiques et glaciaires marquées ont été observées au cours des années et décennies
récentes (réchauffement péninsulaire, débâcle du shelf de Larsen, dynamique du glacier de Pine Island). Les
analyses météorologiques et les modèles climatiques suggèrent qu'environ 25% de la variabilité naturelle des
précipitations d'Antarctique de l'Ouest est associée au SAM et et à l'ENSO (Genthon 2005). Cependant, si
l'influence du SAM paraît plutôt stable, celle de l'ENSO paraît intermittente comme si l'efficacité du pont
atmosphérique permettant la propagation méridienne des perturbations de circulation associée à ENSO était
modulée (Genthon 2005). La signature de cette modulation dans les carottes de glace est probablement
présente mais difficile à isoler à cause de la faible signification spatiale de ce type d'observation (Genthon et
al. 2005). Comprendre la nature de cette modulation, si elle est confirmée, est l'une des pièces du puzzle
encore très incomplet décrivant la relation de l'Antarctique, et en particulier de ses précipitations et son bilan
de masse de surface, avec le reste du monde.
Comparaison des modèles aux observations de terrain, analyse critique des données de
terrain
De 1950 à nos jours, plus de 2000 données terrain de mesure de taux nets d’accumulation de la neige ont
été récoltées dans le cadre de multiples programmes et raids scientifiques, archivées et utilisées afin d’évaluer
les évolutions spatiales et temporelles des bilans de masse de surface dans les différents bassins versants
Antarctiques. Les compilations de données terrain de bilan de masse, incrémentées au fur et à mesure de la
réalisation des raids, permettent notamment d’évaluer la capacité des modèles climatiques et météorologiques
de simuler le bilan de masse actuel du continent Antarctique et de ses différents secteurs, en vue de mieux
appréhender ses évolutions futures (Krinner et al, 2007, Krinner et al., soumis). La confiance accordée aux
prédictions des modèles d’estimation du bilan de masse Antarctique en réponse aux changements climatiques
dépend de la capacité du modèle à reproduire les données terrain de bilan de masse des périodes passées et
présentes. Or, des études récentes ont montré de nombreux biais entre les cartes Antarctiques de bilan de
masse, construites par interpolation des données obtenues sur le terrain, et les résultats de simulation des
modèles climatiques et météorologiques. Une des raisons de l’existence de ces biais systématiques entre
données terrain et modèles peut être associée à la qualité même des données de bilan de masse de surface
collectées en Antarctique. Les problèmes affectant les données peuvent être de plusieurs ordres et concerner à
la fois la représentativité spatiale et temporelle de la mesure dans le secteur d’étude ainsi que les incertitudes
liées à cette même mesure. Une source potentielle d’erreurs (et donc d’incertitudes) est notamment la qualité et
la confiance pouvant être accordée aux différentes et multiples méthodes de mesures du bilan de masse du
surface directement sur le terrain. Les absences ou insuffisances d’informations qualitatives liées à une donnée
de bilan de masse dans les archives disponibles au sein de la communauté internationale peuvent également
être à l’origine d’erreurs importantes dans « l’interprétation et l’utilisation » de la donnée bilan de masse
considérée.
Les sources potentielles d’erreurs pouvant affecter les bases de données de bilans de masse de
surface, classiquement utilisées pour la validation des modèles climatiques et météorologique au sein de la
communauté internationale, ont été évaluées Une liste de critères de contrôle qualité a été établie, permettant
d’obtenir de nouvelles bases de données de bilan de masse de surface susceptibles d’être entachées d’erreurs et
d’incertitudes réduites par rapport aux compilations originales. Ces travaux ont permis de construire une
nouvelle et importante base de données faisant état de l’ensemble des valeurs de bilans de masse de surface
déjà existantes, accumulées dans le secteur de l’Antarctique de l’Est (90-180°E), depuis les années 50 à nos
jours et «respectant» la liste de critères «contrôle-qualité» préalablement définie. L’important travail de
recherche et collecte bibliographiques associés à cette base de données, ainsi que le tri et classement de ces
mêmes données effectués selon des critères de qualité spécifiquement définis, font l’objet d’un article
15
actuellement sous presse (Magand et al. 2007). Il est convenu que la nouvelle base de données, proposée dans
cet article, devra être entretenue régulièrement en fonction des résultats obtenus par la communauté
scientifique travaillant dans ce secteur. En parallèle de ces travaux, et sur invitation de la revue Review of
Geophysics, nous avons contribué à la rédaction d’un article critique sur la description de l’état actuel des
connaissances sur les méthodes de mesure des bilans de masse en Antarctique de l’Est. Cet article, faisant
appel à un ensemble conséquent de connaissances physiques et chimiques permettant la détermination des
bilans de masse, rassemble de nombreuses personnalités de la communauté glaciologique (Eisen et al., 2007).
Enfin, la base de données « contrôlées » a notamment été utilisée pour la validation d’un modèle de circulation
générale développé en partie au laboratoire de Glaciologie (modèle LMDZ4) et l’estimation des changements
de bilan de masse futurs sur le continent Antarctique (Krinner et al. 2007, Krinner et al., soumis).
16
1-b) Hautes latitudes Nord
1-b-i) Télédétection et climat des hautes latitudes continentales Nord
Les scénarios actuels d’évolution du climat prédisent que le réchauffement climatique sera prépondérant
aux hautes latitudes Nord. Les zones de pergélisol, qui occupent près de 25% des terres émergées, pourraient
être parmi les plus affectées : une augmentation de la température entraînerait la fonte de grandes zones avec
des implications importantes dans les domaines de l’hydrologie, des gaz à effet de serre, de l’écologie et des
infrastructures économiques. La diminution des zones de pergélisol entraînerait par exemple une augmentation
des zones humides de production de méthane. Une évolution du climat peut également avoir un impact
important sur la couverture de neige et le gel des lacs qui, en retour, affectent la climatologie locale mais aussi
les ressources en eau. Par exemple, les ressources énergétiques du Québec reposent presque exclusivement sur
l’hydroélectricité. Le suivi de l’évolution des hautes latitudes Nord est doublement important en tant
qu’indicateur des changements climatiques récents et en tant que composante indispensable à la prédiction de
son évolution.
Les mesures in situ pour le suivi et l’évolution des zones de pergélisol ont une densité faible. Seule la
télédétection permet de spatialiser correctement ces informations ponctuelles. Nous utilisons les observations
spatiales pour mesurer, cartographier et suivre l’évolution du couvert nival et du bilan thermique de surface
estival dans les zones de pergélisol couvertes par la toundra ou la forêt. Ce travail s’appuie principalement sur
les données obtenues par les radiomètres micro-ondes (SMMR, SSMI). Ces données permettent d’avoir une
information sur la température de surface et, en particulier, sur la détection et le suivi des zones humides, et
sur la couverture de neige. L’avantage des données micro-ondes est multiple : longues séries de données
(bientôt 30 ans), couverture globale tous les jours dans les hautes latitudes, faible dépendance aux conditions
atmosphériques (nuages).
Temperature (°C)
La première étape a été la mise au point d’une méthode de détermination de la température de surface à
partir des températures de brillance micro-onde (figure ci-dessous) avec une méthode basée sur une relation
entre les émissivités en polarisations horizontale et verticale. Cette méthode a été validée sur plusieurs sites au
Canada.
30
Inuvik
25
20
15
10
5
0
-5
150
160
170
180
190
200
210
220
230
240
250
Day 1996
Inuvik (Canada), été 1996 : température de l’air (ligne continue) et température de surface déduite des
températures de brillance micro-onde à 19 GHz (cercles) et 37 GHz (points noirs).
17
Couverture neigeuse
Comme cette première relation n’est valable que quand le sol est sans neige, une méthode, utilisant les
mêmes capteurs a été utilisée pour détecter la neige. Elle est basée sur un seuillage adaptatif par pixel et par
année d’un rapport de températures de brillance à 19 et 37 GHz. L’avantage de cette méthode par rapport aux
bases de données existantes est d’avoir une meilleure résolution spatiale et temporelle car les capteurs
optiques sont limités par la présence de nuages. Cette méthode a été validée avec les bases existantes et des
données de station. Elle s’avère efficace aux très hautes latitudes mais est par contre déficiente en zones de
forts reliefs. Ainsi nous disposons de la variation de la couverture de neige sur tout le Canada/Alaska et
l’Eurasie du Nord depuis 1987 (Mialon et al., 2005).
Cartographie moyenne (1988-2001) de la fraction d’eau libre par pixel (%) sur le Canada/Alaska et le
Nord de l’Eurasie avec un zoom sur chaque zone (bassin de l’Ob en Russie). Les zones en blanc sont
masquées (océans, grands lacs, pixels mixtes, calottes polaires)
Zones humides
La température de brillance est très sensible à la présence d’eau libre en surface car l’émissivité de l’eau est
faible par rapport à toutes les autres surfaces. La méthode que nous avons développée nous permet ainsi de
cartographier également l’étendue des surfaces inondées (petits lacs, étendues d’eau peu profonde etc.) et
d’étudier leur variation à l’échelle saisonnière et interannuelle. Les résultats montrent une étendue maximum
des zones humides de Juillet à Septembre avec une durée plus grande que celles publiées jusqu’à présent. Cette
conclusion est importante pour les études portant sur l’activité des zones humides en terme de production de
méthane par exemple (figure ci-dessus).
Sur la période 1988-2001, l’accroissement des zones inondées en Alaska/Canada est principalement lié à
une diminution de la couverture neigeuse. Sur le Bassin de l’Ob, l’augmentation de l’étendue des zones
humides est liée à la diminution de la couverture neigeuse mais aussi à une augmentation du débit de l’Ob sur
la même période (Mialon et al., 2005b).
18
Température de surface
L’inconvénient des mesures de la température de surface par satellite est leur faible résolution temporelle
(2 mesures par jour maximum) à des heures qui varient en fonction du capteur, du pixel, de la dérive des
orbites, etc. Pour pallier à cet inconvénient nous utilisons les données des réanalyses ERA40 pour forcer un
cycle diurne des températures de surface. Ainsi, nous pouvons interpoler « physiquement » les températures
prises à des heures différentes et obtenir des produits normalisés qui seuls permettent une étude des tendances
et de la variabilité interannuelle. Les résultats (Mialon et al., 2007) montrent une augmentation rapide et
récente (1992-2002) des températures au Canada (+ 0.09 ± 0.04 °C/an) et un refroidissement en Alaska (-0.15
± 0.05 °C/an). Les effets de l’éruption du Mont Pinatubo et de El Nino sont également quantifiés ainsi qu’une
diminution des zones de pergélisol de 7% pendant la même période.
1-b-ii) Télédétection de la neige
Nous avons analysé la sensibilité des observations micoondes passives entre 19 et 85 GHz, pour toute
l’hémisphère nord, pour un hiver. Les émissivités microondes sont tout d’abord calculées, à partir des
observations SSM/I, en supprimant toutes les variabilités liées à l’atmosphère et aux nuages. L’analyse inclut
le 85 GHz , souvent évité à cause de sa sensibilité à l’atmosphère. De plus, des observations satellites
microondes actives (diffusiomètre d’ERS) et visibles (AVHRR) ont été analysées, en coïncidence spatiale et
temporelle, afin de mieux comprendre les observations microondes passives.
Les observations satellites sont comparées de façon systématique aux mesures d’épaisseur de neige dans
2784 stations en Amérique du Nord et en Eurasie, pour l’hiver 1993-1994. Les observations microondes
passives hautes fréquences (85 GHz) sont très sensibles à la présence de neige sur le sol, même pour de
faibles épaisseurs. Les observations microondes sont très sensibles à la présence de végétation, à la
topographie, au métamorphisme dans la neige. La sensibilité au métamorphisme des cristaux de neige est
d’autant plus grande que la fréquence microonde est élevée et donc plus sujette à la diffusion.
A l’échelle globale, aucune des observations satellites étudiées ne montre une corrélation forte avec
l’épaisseur de la neige et donc l’inversion des épaisseurs de neige à partir des observations satellites est
difficile. Par contre, à l’échelle locale, les observations satellites montrent une bonne corrélation avec les
épaisseurs de neige mesurées in situ. Un algorithme d’inversion basé sur les statistiques locales a donc été
développé. Il combine les observations satellites, les mesures in situ et les sorties d’un modèle de surface
(ISBA). De plus, le fait d’utiliser des observations de différents capteurs (SSMI, ERS, AVHRR) limite aussi
les ambiguïtés et permet une meilleure inversion. La méthodologie d’inversion employée est compatible avec
une stratégie d’assimilation de ces observations satellites dans les modèles de surface.
De plus, les microondes permettent aussi de mieux caractériser les propriétés physiques et microphysiques
de la neige. Une classification des observations satellites est proposée et montre clairement la possibilité de
classifier les types de neige, avec une grande sensibilité au métamorphisme. Elle est comparée avec une
classification classique de la neige.
Ces travaux ont en parti été effectués dans le cadre de la thèse d’Emmanuel Cordisco (Cordisco 2005). Ils
sont présentés dans un article soumis au Journal of Géophysical Research (Cordisco et al . 2006).
Emmanuel Cordisco a soutenu sa thèse sur ce sujet, le 4/11/2005 (thèse Paris VI cofinancée par le CNES et
ASTRIUM).
19
1-c) Glaciers des Andes, des Alpes et de l’Himalaya
1-c-i) Observations de surface :
a - Alpes
La partie alpine des observations de l'ORE Glacioclim correspond au service d'observation des glaciers
Alpins (suivi pérenne de 4 glaciers des Alpes à savoir les glaciers de Saint Sorlin, Argentière, Mer de Glace et
Gébroulaz) auquel a été ajouté le glacier de Sarennes (une des plus longues séries temporelles de bilan de
masse des Alpes). Ces observations se regroupent en 2 catégories; (i) mesure bisannuelles des bilans de masse
et (ii) variations des propriétés géométriques (longueur, épaisseur) et dynamiques (vitesses en surface) de ces
glaciers. Ces mesures servent 2 objectifs principaux :
•
Servir de données en entrée pour les modèles d'écoulement glaciaire (bilans de masse représentant le
forçage climatique de ces modèles) et permettre la validation de ces mêmes modèles en comparant leurs
résultats aux données de variations géométriques et/ou dynamiques des glaciers (pour plus de détail, voir
la rubrique « écoulement des glaciers »).
•
Utiliser les bilans de masse comme indicateurs climatiques. Le bilan de masse d'un glacier peut se
décomposer en un terme hivernal directement représentatif de la précipitation neigeuse et un terme estival
correspondant à la fonte de neige ou de glace et traduisant les flux d'énergie en surface. Les mesures
bisannuelles offrent l'avantage d'obtenir séparément ces termes hivernaux et estivaux ce qui permet
d'affiner la relation entre ces valeurs de bilan et les paramètres climatiques pertinents (terme de
précipitaion d'un côté, et valeurs de température, de flux radiatifs et turbulents de l'autre, déduits à partir
d'un modèle de bilan énérgétique en surface du glacier). Cette approche a déjà permis de dégager des
tendances en termes d'évolution de température troposphérique sur les Alpes au cours des 25 dernières
années. Cependant des indéterminations persistent sur les parts respectives des différents flux de chaleur
responsables de la très forte augmentation de l'ablation estivale de ces 25 dernières années. Une meilleure
interprétation de ces variations de bilans estivaux en termes climatiques nécessite un affinage dans le
calcul des différents termes de flux de chaleur. La mesure concomitante d' un maximum de paramètres
météorologiques sur les lieux de mesure de ces bilans contribuera à améliorer l'interprétation des bilan de
masse glaciaires. L'instrumentation de 2 des glaciers de l'observatoire est réalisée et devrait rapidement
permettre d'affiner la relation bilan estivaux/climat.
La figure suivante confirme le lien avéré entre les bilans de masse glaciaires et la tendance climatique
régionale. Sur cette figure sont représentés les bilans annuels cumulés pour 4 glaciers dispersés sur l'ensemble
de l'arc alpin occidental. Bien que montrant des taux de variations de volumes différents (résultant
essentiellemnt de différences d'orientation des glaciers), ces 4 courbes montrent des tendances étonnamment
synchrones (bien que correspondant à des glaciers distants de plusieurs centaines de km) une fois qu'elles ont
été centrées (soustraction du taux moyen pour le glacier de Saint Sorlin). Cette concomitance est le résultat de
la réponse commune des glaciers à une même sollicitation climatique.
20
1900
1920
1940
1960
1980
2000
0
C u m u la tiv e m as s b al a n c e
(m w .e)
A r g e n tie r e
-1 0
S t S o rlin
-2 0
-3 0
H in te re is f e r n e r
-4 0
S aren n e s
-5 0
-6 0
C u m u la tiv e c e n t e re d
m a ss b a la n c e (m w .e )
G r ie s
a)
0
C la r id e n
-1 0
-2 0
-3 0
1900
b )
1920
1940
1960
1980
2000
Evolution de quelques glaciers dans l’ensemble des Alpes, a) bilans de masse cumulés de ces glaciers, b)
bilans de masse cumulés centrés et ajustés sur la tendance de St Sorlin. Ces résultats montrent un signal
très commun à l’échelle des Alpes au cours des 50 dernières années (adapté de Vincent et al, 2004).
b - Andes
Glacioclim-Andes : un réseau d’observation opérationnel
Les deux premières années du projet C3 ont été mises à profit pour rendre le réseau d’observations
Glacioclim-Andes opérationnel. Ce réseau est opérationnel depuis août 2003 pour le Zongo et depuis
décembre 2004 pour l’Antizana 15. Ce suivi météorologique se compose de deux stations météorologiques
automatiques, une installée sur une moraine hors du glacier et une seconde située à la surface de la zone
d’ablation du glacier. Ce dispositif permet de suivre les tendances climatiques de ces régions et en parallèle de
comprendre les processus de surface, responsables du fort retrait des glaciers tropicaux observé depuis le
début des années 1980.
Une meilleure compréhension des processus de surface
Depuis 2002, un effort a été entrepris pour comprendre les processus de surface des glaciers tropicaux. A
cette fin, nous avons évalué le cycle annuel du bilan d’énergie de ces glaciers à partir des données
météorologiques collectées à leur surface. Une particularité importante des glaciers tropicaux concerne le flux
de chaleur latente, négatif et fort en saison sèche : le glacier perd de la masse par sublimation une partie de
l’année. L’apport principal d’énergie se fait néanmoins sous forme de rayonnement net solaire (S). Or, comme
S est en grande partie contrôlé par l’albédo de surface, ce paramètre est fondamental pour expliquer la fonte
du glacier. En Bolivie (climat tropical externe), les précipitations sur le glacier sont presque toujours solides.
Aussi, si une année est marquée par un déficit de précipitation comme lors des épisodes El Niño, l’albédo de la
partie basse du glacier chute et le bilan de masse est très déficitaire. En Equateur (climat tropical interne),
l’albédo est plutôt contrôlé par la limite pluie-neige dont l’altitude est régulée par la température de l’air.
Ainsi, si la température est anormalement élevée (en relation avec le réchauffement climatique, ou avec les
21
événements El Niño), la limite pluie-neige remonte en altitude laissant une partie avale du glacier recouverte
de glace sale d’albédo faible. Ceci favorise la fonte, et le bilan de masse est là aussi très déficitaire. En
conclusion, les épisodes El Niño, forts et intenses depuis ces dernières décennies, ont largement contribué au
recul prononcé des glaciers tropicaux, à travers l’impact qu’ils ont eu sur l’albédo des parties basses des
glaciers [Francou et al., 2004 ; Favier et al., 2004a et 2004b ; Sicart et al., 2005].
De plus, afin d’affiner notre étude des flux turbulents très importants sur les glaciers tropicaux, nous avons
entrepris des mesures par corrélation turbulente sur ces glaciers. Ces mesures ont d’abord été menées en
collaboration avec l’Université d’Alberysmith (Pays de Galle – R. Essery, et J. Pomeroy) et comme les
résultats étaient très prometteurs, nous avons acquis l’appareillage nécessaire (système eddy correlation avec
anémomètre sonique, et Hygromètre à Krypton Licor) dans le cadre d’un projet ANR-Jeunes Chercheurs
intitulé « Turbulence et Ablation Glaciaire – TAG » regroupant JE Sicart, D Six et P Wagnon. Des campagnes
de mesures ont eu lieu sur le glacier Zongo en 2004 et 2005. Les résultats ne sont pour l’instant pas encore
publiés, car ils sont encore en cours d’analyse.
Enfin, une étude et une modélisation des processus de fonte a été menée sur les couvertures neigeuses des
zones non englacées de Bolivie afin de mieux comprendre l’apport hydrologique de ces régions non englacées,
et de les comparer aux zones glacées. Les modèles de Météo-France Crocus et ISBA ont été testés, et adaptés
aux conditions tropicales, et nous avons montré que les processus advectifs sont les plus importants pour
expliquer la fugacité des couvertures neigeuses saisonnières (Lejeune et al., 2007). L’albédo joue aussi un rôle
fondamental, comme sur les glaciers.
c- Himalaya (Arnaud, Wagnon)
Une étude approfondie du recul des glaciers de montagne et de son lien avec les changements climatiques
et l'influence sur l'élévation du niveau des mers passe par le calcul du bilan de masse d'un grand nombre de
glaciers. Un glacier de référence, le Chhota Shigri, situé en Inde a été choisi pour mesurer le recul de ces
glaciers himalayens, et nous disposons actuellement de 4 années de bilan de masse pour ce glacier, entre 2002
et 2006. La figure XX donne les résultats de ces 4 années de mesures (Wagnon et al., Soumis à J Glaciol.). Sur
ces 4 années, 3 sont très déficitaires et donnent un bilan spécifique pour l’ensemble du glacier inférieur à -1 m
d’eau par an, et seule l’année 2004-05 est équilibrée.
5600
2002-03 part A
2003-04 part A
2003-04 part B
5400
2004-05 part A
2004-05 part B
5200
2005-06 part A
2005-06 part B
2005-06 part C
Altitude (m a.s.l.)
5000
4800
4600
4400
4200
-6
-5
-4
-3
-2
-1
0
Annual mass balance (m w.e.)
22
1
2
Mesures de 4 années de bilan de masse en fonction de l’altitude sur le Chhota Shigri. Les croix
correspondent à l’année 2002-03, les triangles à l’année 2003-04, les carrés à l’année 2004-05 et les ronds
à l’année 2005-06.
1-c-ii) Carottages
a - Introduction des isotopes stables de l'eau dans un modèle méso-échelle
Le cycle des isotopes stables de l'eau a été intégré dans le modèle régional (REMO), développé au MaxPlanck-Institut für Meteorologie de Hambourg, et testé avec succès sur l'Europe. La résolution horizontale de
ce modèle peut varier de 50 à 15 km. Le modèle REMO-iso a été transporté sur l'Amérique du Sud. Une
simulation sur 5 ans a été effectuée forcée par ECHAM. Les résultats de cette simulation ont été interprétés par
comparaison au modèle ECHAM et aux données acquises en partie dans le cadre de l'ACI. Ce travail a été
réalisé dans le cadre de la thèse de Kristof Sturm (Sturm 2005) et fait l'objet d'une article sous presse dans
Journal of Climate (Sturm et al. 2006a). Cette simulation a aussi été utilisée pour étudier l'impact de la
variabilité de la mousson sud-américaine sur la composition isotopique des carottes de glace andines ce qui
fait l'objet d'un article sous presse dans Journal of Geophysical Research (Sturm et al. 2006b).
Oxygène 18 annuel des précipitations simulés par REMO en ‰ par rapport au SMOW avec le transport
d'humidité (flèche). La région des Andes est particulièrement bien définie avec cette résolution (50 km).
b - Calibration de l'outil isotopes stables de l'eau en Bolivie
Une calibration de l'outil isotopique a été menée au Pérou, en Bolivie et en Equateur. Les données sont
disponibles sur maintenant plus de 6ans à l'échelle de l'évenement et à l'échelle mensuelle. La comparaison du
signal isotopique des précipitations aux paramètres météorologiques locaux, aux données sattelitales
régionales, aux réanalyses météorologiques et aux simulations du modèle ECHAM 4 montre que les
compositions isotopiques des precipitations et donc des neiges qui s'accumulent sur les sommets andins sont
23
contrôlés essentiellement par la precipitation régionale tombée tout au long des trajectories des masses d'air.
c - Carottes de glace du Coropuna (Pérou)
L’étude des carottes de glace andines permet de reconstruire les conditions climatiques et
environnementales passés et d’analyser leurs évolutions au cours des derniers millénaires. Depuis quelques
décennies, plusieurs carottes de glace on été extraites des plus hauts sommets andins entre 1°S et 30°S,
l’enregistrement le plus long couvrant les dernier 25 000 ans au Sajama (Bolivie).
En Juin-Août 2003, une campagne intensive de forage à été organisé au Coropuna (6425m, S15°32’,
W72°39’, Pérou) par l’IRD, le LGGE et le BPRC (Ohio State University) afin d’extraire 3 carottes de glace
sur différents site du glacier. Parallèlement, des mesures de topographie de surface, de sondage radar, de profil
de températures glaciaires, de mesures météorologiques et d’étude des phénomènes post-dépôt ont été réalisés
sur ces sites.
L’étude de l’évolution de la composition de la neige de surface pendant la saison sèche, comparée à des
profils de puits profonds échantillonnés sur le glacier du Coropuna (Pérou) fournit des éléments pour
comprendre l’influence des phénomènes de post-dépôt et de dépôt auxiliaire sur la chimie de la neige de
surface. Des études précédentes sur les glaciers de l’Illimani (Bolivie, 16°S, 6430m) et du Cerro Tapado
(Chili, 30°S, 5536m) ont mis en avant le rôle important de la sublimation dans l’évolution de la chimie de la
neige. L’intérêt de cette étude est donc d’apporter les premiers éléments de compréhension sur les phénomènes
post-dépôt et ce, dans le but d’aider ultérieurement à l’interprétation du signal chimique enregistré dans une
carotte de glace extraite du Coropuna.
Les résultats apportés par l’analyse chimique, par chromatographie ionique, des échantillons prélevés
pendant la saison « sèche » 2003 sur ce glacier, montrent la complexité des phénomènes de dépôt et de postdépôt. En effet, les dépôts de givre en surface qui se sont produits durant cette période pourraient être
responsables de concentrations très élevées dans la neige de surface. Le suivi de l’évolution des profils
chimiques de puits de 30 cm sur une période de deux semaines met en évidence une ré-émission vers
l’atmosphère de certaines espèces chimiques ainsi qu’une migration de certaines espèces vers un niveau plus
profond plus froid. Ce phénomène s’est généralisé sur l’ensemble du site étudié puisqu’il ne présente pas de
grande variabilité géographique. Grâce à l’analyse d’un puits plus profond de 2m couvrant la totalité de
l’accumulation annuelle, il est mis en évidence la différence de composition de neige d’été et d’hiver, montrant
principalement de plus forts dépôts d’espèces chimiques liés à l’augmentation des feux de biomasse et de
l’activité biologique pendant la période sèche.
Trois carottes de glace ont été extraites des glaciers du Coropuna. Un premier forage à 6080m a atteint un
névé saturé d’eau de fonte à 40 m de profondeur. La présence inhabituelle de cette eau a stoppé ce forage.
Deux autres forages ont permis d’extraire des carottes de glace couvrant la totalité de l’épaisseur du glacier, au
sommet et sur le plateau sou jacent à 6425 m et 6350 m respectivement.
Un large spectre d’analyses est effectué sur la carotte sommitale de 34m. Analyses chimique des ions
majeurs et acides carboxyliques (par chromatographie ionique au LGGE), des isotopes stables de l’eau, du
tritium, du 210Pb. Certains résultats sont présentés dans la figure 1. Afin de dater l’enregistrement, nous avons
localisé la signature chimique de certaines éruptions volcaniques caractéristiques tel que le Pinatubo (1991) et
le Tambora (1815), ainsi que des tests thermonucléaires atmosphériques commencés vers 1954. Ces points de
datation mettent en évidence un changement drastique de l’accumulation neigeuse annuelle sur ce site :
280 mm d’eau entre 2003 et 1991, 85 mm entre 1991 et 1954 et 95 mm entre 1954 et 1815. A ce stade de
l’étude de cet enregistrement, il est précoce d’imputer ces variations au changement climatique de ces
dernières décennies. Cependant, le profil de température du glacier, mesuré dans le trou de forage de 140m du
plateau sommital, montre un réchauffement de la température moyenne annuelle d’environ +2°C depuis les
dernières décennies.
La partie inférieure de l’enregistrement, entre 29m et le socle rocheux, présente des caractéristiques
chimiques différentes du reste de la carotte. Malheureusement, aucune méthode de datation directe n’a permis
de dater ces échantillons. Cependant, en comparant les profils chimiques avec ceux de la carotte de glace du
24
Sajama (Bolivie) couvrant les derniers 25 000 ans et dont plusieurs niveaux sont datés par la technique du 14C,
il est vraisemblable que la partie profonde de l’enregistrement du Coropuna couvre le début de l’Holocène, le
Younger Drias et la fin du dernier cycle glacière (B.P. 20000ans). D’autres analyses sont en cours pour
confirmer ces hypothèses.
Profils chimiques (Cl-, SO42-, Ca2+) et isotopique (δ18O) de la carotte du sommet du Coropuna.
1-c-iii) Télédétection
Grâce à sa large couverture et à sa répétitivité, l'imagerie spatiale est le seul outil capable de nous permettre
de suivre un grand nombre de glaciers. Nous (LEGOS, IRD, LGGE et DTP) avons développé une nouvelle
méthode de calcul des variations d'épaisseur des glaciers à partir de Modèles Numérique de Terrain (MNTs)
déduits d'images SPOT5. Cette méthode a été appliquée aux glaciers des Alpes françaises (Berthier et al ,
2005) mais la comparaison de deux MNT SPOT 5 n'a pas encore pu ce faire par faute de données. Nous nous
proposons d'améliorer la méthode pour arriver au premier calcul d'un bilan de masse annuel par satellite.
Notre méthodologie consiste à calculer des MNTs précis (SPOT5) pour des années différentes puis à les
soustraire pour construire un MNT différentiel. Sur les glaciers ce sont les pertes d'épaisseur (dues
essentiellement à la fonte) que l'on mesure. Ces pertes d'épaisseur sont traduites ensuite en variation de masse.
Pour calculer un MNT précis, deux images THR, sans nuages et avec une couverture neigeuse la plus réduite
possible, doivent être acquises à la fin de la saison sèche avec une séparation temporelle faible, un rapport B/H
adéquat (entre 0.5, et 0.9) et avec un gain de 1 pour limiter la saturation des capteurs sur la neige.
Cette méthode a été testée et validée avec succès sur des glaciers alpins (Berthier et al., 2004) et sur la
région indienne qui inclut le glacier indien du Chhota Shigri suivi par l’IRD depuis 2002. Les résultats en Inde
montrent un bon accord avec les mesures de terrain et un bilan de masse pour les glaciers de la région du
Chhota Shigri (915 km2 de glaciers étudiés) de l’ordre de -0.8 m d’eau par an, entre 1999 et 2004 (Berthier et
al., 2007).
25
Volet 2 : Prévisions climatiques en régions de cryosphère, réponse de celleci, et rétroactions
26
2-a) XX-XXIème siècle
2-a-i) Evaluation des modèles climatiques nationaux
LMDZ4
Le développement continu du modèle atmosphérique LMDZ4, qui fait partie du modèle de climat intégré
IPSL-CM4 – modèle utilisé pour les exercices de prévision climatique dans le cadre du GIEC - a maintenant
abouti à la mise au point d'une version présentant une climatologie globale très satisfaisante. Dans les régions
polaires aussi, LMDZ4 reproduit de manière tout à fait honorable les caractéristiques du climat présent. Un
article présentant cette version de LMDZ4, une validation du modèle pour les différentes zones climatiques
(notamment aussi les régions polaires), et quelques études de sensibilité à des paramétrisations physiques, est
actuellement en révision (Hourdin et al., 2006). Plus spécifiquement pour les régions polaires, certains aspects
du climat simulé par IPSL-CM4 sur les endroits de forages profonds au Groenland et en Antarctique (GRIP,
North GRIP, Dome C, Vostok, ...) ont été positivement évalués dans une étude d'intercomparaison de modèles
de climat participant au GIEC (Masson-Delmotte et al., 2005). Les études de Krinner et al. (2007) et Krinner
et al. (soumis) ont plus spécifiquement analysé la qualité de la représentation du climat antarctique par LMDZ
à haute résolution. Le résultat essentiel de ces études est que les biais de LMDZ4 sont suffisamment faibles
pour que des simulations de changement climatique futur soient dignes de confiance. La figure ci-dessous
montre la qualité de la simulation du bilan de masse en surface par LMDZ4. Cette qualité est définie selon :
s=max 
BObs BMod
,
. Ici, BObs et BMod signifient respectivement « bilan observé » et « bilan modélisé ».
B Mod B Obs
La figure montre que le bilan de masse simulé ne diffère généralement de pas plus que 20% des valeurs
observées.
Qualité de la simulation du bilan de masse (entre 0 et 1) par LMDZ4.
27
ARPEGE-OPA
Le CNRM dispose d'un modèle couplé global de climat (CNRM-CM3) dont les composantes
atmosphérique et océanique sont respectivement ARPEGE3 et OPA8. Ce système couplé comporte également
un modèle d'évolution de la banquise (GELATO), un modèle de chimie homogène et hétérogène (MOBIDIC),
une paramétrisation de l'ozone ainsi qu'un modèle d'écoulement des fleuves. Certains aspects de la physique
atmosphérique ont été revus par rapport à l'ancienne version CNRM-CM2 (Royer et al, 2002). Pour une
description de CNRM-CM3, voir http://www.cnrm.meteo.fr/scenario2004/paper_cm3.pdf ou Salas-Mélia et
al. (2005).
CNRM-CM3 a été utilisé afin de réaliser de manière coordonnée avec l'IPSL (initiative ESCRIME) les
simulations climatiques globales demandées par le GIEC en vue de la préparation de son 4ème rapport
d'évaluation (à paraître en 2007). Les expériences sont de quatre types : 1°) une simulation de contrôle
représentant les conditions de l'ère préindustrielle (absence de gaz à effets de serre et d'aérosols d'origine
humaine) ; 2°) une simulation du 20ème siècle, 3°) plusieurs simulations pour la période 2000-2300,
correspondant à divers " scénarios " d'émissions de gaz à effet de serre et d'aérosols par suite des activités
humaines et 4°) des simulations de doublement et quadruplement de la concentration atmosphérique en gaz à
effet de serre.
Les données issues de ces simulations ont été fournies selon les échéances prévues au PCMDI, responsable
de la gestion de la base de données de l'IPCC. Elles ont été également mises à la disposition des participants à
l'ACI-C3 en particulier, mais aussi de l'ensemble de la communauté nationale de recherche sur le climat par le
CNRM, cela au moyen d'un site DODS.
Le financement obtenu par le CNRM auprès de l'ACI-C3 a concrètement permis l'achat de disques RAID
de stockages de données servant à l'hébergement du site DODS du CNRM.
2-a-ii) Régionalisation
Accumulation de neige sur la calotte glaciaire du Groenland
Une simulation des 26 dernières années (1979-2005) du climat du Groenland a été réalisée à l'aide du
modèle climatique régional MAR, à 25 km de résolution. Cette simulation montre que la variabilité du bilan de
masse en surface de la calotte groenlandaise est essentiellement gouvernée d'une part par l'accumulation en
hiver et d'autre part par la fonte en été. La sublimation ne joue qu'un rôle très mineur et peut même être
considérée comme constante d'années en années. La figure ci-dessous montre qu'aussi bien les chutes de neige
que l'écoulement de l'eau de fonte (runoff) ont augmenté ces dernières années. L'augmentation de la fonte est
plus importante ce qui explique pourquoi le bilan de masse en surface est diminue. Cependant cette tendance
ne soit pas significative (85%). Depuis 1979, le flux d'eau de fonte dans l'océan a augmenté de 78% et ce de
manière significative (99%) ce qui pourrait à la longue avoir une impact sur la circulation océanique et le
niveau moyen des mers. De plus il a été montré qu'un apport d'eau de fonte facilite le glissement des glaciers
sur le manteau rocheux et donc augmente le vêlage d'iceberg par la calotte groenlandaise contribuant aussi à
l'augmentation du flux d'eau douce dans l'océan.
28
Série temporelle du Bilan de Masse (SMB), des chutes de neige, du runoff et du flux de vapeur d'eau net
(sublimation) moyennée sur la calotte groenlandaise. La corrélation avec le bilan de masse est indiquée en
gras.
La fonte a augmenté ces dernières années parce que la calotte s'est significativement réchauffée en été de
2.27°C depuis 1979. Comme le montre la figure ci-dessous, cette augmentation de la température en surface
est due essentiellement à une augmentation du flux infrarouge (IR) descendant. A cause du fort pouvoir
réfléchissant de la neige qui réenvoie directement vers l'espace une partie importante du rayonnement solaire,
la contribution nette du rayonnement solaire est faible au Groenland et est de plus quasi constante depuis ces
25 dernières années, sauf en 1983 et 1992 à cause d'éruptions volcaniques. Il en est de même pour les flux de
chaleur latente et sensible. La faible augmentation de la contribution nette du flux solaire net est plutôt une
conséquence du réchauffement qu'une cause de celui-ci, et ce suite à la diminution de l'albédo en surface.
L'augmentation du flux IR descendant est une conséquence de l'augmentation de la concentration des gaz à
effet de serre et essentiellement de la vapeur d'eau. C'est ce qui explique aussi les chutes de neige plus
abondantes en hiver. En conclusion notre simulation montre qu'au Groenland la fonte l'emporte sur
l'accumulation depuis quelques années.
29
Série temporelle de la température à 3m, du flux IR descendant (LWD), du flux solaire descendant(SWD),
du flux solaire absorbé par la surface, du flux de chaleur sensible (SHF) et latente (LHF) moyennée sur la
calotte groenlandaise pendant l'été. La corrélation avec la température est indiquée en gras.
Accumulation de neige sur la calotte glaciaire antarctique
Le transport de neige par le vent est un processus influençant significativement le bilan de masse en surface
de la calotte glaciaire antarctique, spécialement là où les vents sont forts, c'est-à-dire depuis les côtes jusqu'à
quelques centaines de kilomètres à l'intérieur (région côtière). Ce processus a été étudié en comparant les
résultats du MAR à des observations par des perches à neige en Terre de Wilkes pour deux simulations de la
période 1980-1987. Les résultats montrent une amélioration significative de la simulation du bilan de masse en
région côtière lorsque ce processus est pris en compte (Gallée et al., 2005, figure ci-dessous).
30
Comparaison entre le bilan de masse en surface observé (ligne bleue) et deux simulations MAR avec (ligne
noire) et sans transport de neige par le vent (ligne rouge) pour 4 périodes différentes dans les simulations,
en fonction de la distance le long de traverses éffectuées en Terre de Wilkes, parallèlement aux côtes, à
2000 m d'altitude environ.
Modélisation distribuée du bilan de masse des glaciers Alpins, sensibilité des glaciers au
changement climatique
Ce projet a été réalisé dans le cadre de la thèse de M. Gerbaux, co-encadrée au LGGE et au CEN. Les
glaciers Alpins couvrent des surfaces de l'ordre de quelques km2. Le bilan de masse à leur surface est
inhomogène à des échelles encore plus petites, ne serait-ce qu'à cause des variations d'altitude et d'orientation
des surfaces. Par ailleurs, le bilan de masse est déterminé par ses relations avec l'atmosphère à travers
plusieurs composantes météorologiques: la précipitation bien sûr, mais aussi toutes les composantes du bilan
d'énergie (flux turbulents, rayonnement) qui contribuent à l'évaporation et à la fonte estivale. Un nouveau
modèle, à base physique pour prendre en compte toutes ces composantes, et spatialement distribué pour
décrire l'hétérogénéité d'un glacier, a été développé et mise en ouvre pour explorer l'évolution récente des
glaciers alpins et leur sensibilité au climat. C'est à notre connaissance le premier modèle ayant toutes ces
caractéristiques.
Le modèle a été développé sur la base du modèle de neige CROCUS. Ce modèle, initialement développé
par Météo-France pour la prévision opérationnelle du risque d'avalanche, est directement utilisable pour la
modélisation du manteau neigeux sur les glaciers. Il a par contre été adapté pour une meilleure simulation des
31
surfaces en glace, qui sont les parties les plus sensibles des glaciers. L'évolution de 2 glaciers observés dans le
cadre de l'ORE GLACIOCLIM/POG a été reproduite avec succès, en utilisant des données météorologiques
issues du désagrégateur SAFRAN (également développé par Météo-France pour la prévision opérationnelle)
sur la période 1981-2003 et une grille de simulation d'un pas de 200 m (figure c-dessous).
Evolution cumulée et intégré du bilan de masse de 2 glaciers des Alpes, comparée aux observations
interpolées, à un modèle simplifié, et aux reconstructions photogrammétriques.
La ligne de neige d'un glacier évolue au cours de l'année et, pour une date donnée, varie d'une année sur
l'autre en fonction des conditions climatiques de chaque année. La position de la ligne de neige est mesurable
par photographie et par imagerie satellitale. Elle peut être utilisée pour vérifier certains aspects de la structure
spatiale du bilan de masse issu du modèle. Par exemple, la figure ci-dessous montre la corrélation de l'altitude
moyenne de la ligne de neige observée (données satellitale) et simulée à différentes périodes entre 1985 à
2002. Sauf pour 1992, le modèle reproduit très bien les fluctuations saisonnières et interannuelles du bilan de
masse du glacier tel que caractérisé par sa ligne de neige.
Comme le modèle répond explicitement et séparément à chacune des composantes météorologiques
susceptibles d'affecter le bilan de masse d'un glacier, il est possible d'évaluer séparément la sensibilité d'un
glacier à l'évolution à chacune de ces composantes. Il s'agit d'un progrès important par rapport aux approches
couramment utilisées ailleurs, qui se concentrent sur la température et les précipitations et n'explicitent pas le
rôle de l'humidité, du vent et des composantes de rayonnement solaire et thermique, variables également
affectées par un changement climatique. La figure ci-dessous montre que, d'après le modèle, une augmentation
de la température de 1°C a le même effet (élever la ligne d'équilibre de 160 m) qu'une augmentation de 44%
de l'humidité, de 22% du rayonnement solaire, ou une réduction de 28% des précipitations. Compte-tenu des
prévisions du GIEC pour le XXIème siècle, si le changement de température aura le plus gros effet sur les
glaciers, les autres termes du changement climatique ne seront pas des facteurs correctifs négligeables.
Ces résultats, obtenus dans le cadre de la thèse de Martin Gerbaux (Gerbaux 2005) sont publiés au Journal of
Glaciology (Gerbaux et al. 2005).
32
Altitude de la ligne de neige pour les années 1985 à 2002, dans le modèle (ordonnée) et les observations
satellitales (abscisse)
Sensibilité d'un glacier moyen des Alpes du Nord à la variation de différents termes météorologiques en
surface.
33
2-a-iii) Méthodes de régionalisation:
Désagrégation des précipitations de neige sur la calotte glaciaire antarctique
Un modèle physique de désagrégation des précipitations a été adapté à l'Antarctique. Il opère à partir des
sorties d'un modèle hôte et d'une topographie à plus fine échelle. La méthode permet de prendre en compte,
pour un coût numérique relativement faible, les effets directs du forçage topographique sur les précipitations.
Nous avons appliqué la méthode aux sorties d'une simulation de 4 ans par le Modèle atmosphérique
régional à 80 km de résolution. Il en ressort que la variabilité spatiale des précipitations en région côtière est
améliorée par rapport au modèle à grande échelle. Par exemple, le gradient est-ouest d'accumulation du Law
Dome, imputable aux trajectoires des rentrées maritimes, devient qualitativement conforme aux observations.
Les figures ci-dessous présentent, pour la région du Law Dome, les précipitations annuelles simulées par le
MAR à 80 km et leur désagrégation à 5 km. On peut observer un effet d'ombre derrière le sommet du dôme.
Le plateau est en revanche asséché par rapport aux sorties du MAR.
Précipitations annuelles (1998-2001), en mm équivalent eau, par le modèle MAR à 80 km de résolution (à
gauche) et sa désagrégation à 5 km (à droite)
2-a-iv) Prévisions du bilan de masse en surface des calottes glaciaires
Antarctique
Le modèle LMDZ4 a été utilisé dans une version à haute résolution horizontale (60 km) sur l'Antarctique
pour régionaliser les simulations " historiques " (1980 à 2000) et celles du scénario SRES-A1B (2080 à 2100)
faites avec le modèle couplé IPSL-CM4 à basse résolution (projets MC2, ESCRIME). Ces simulations
(Krinner et al., 2007) permettent de fournir une estimation plus fiable des changements du bilan de masse en
surface de l'Antarctique suite aux variations climatiques au siècle prochain. L'analyse de ces simulations a
permis d'estimer la contribution de l'Antarctique aux variations du niveau des mers à la fin du XXIe siècle à
-0.8 mm/an : c'est-à-dire, l'Antarctique va modérer légèrement la montée du niveau des mers, grâce à une assez
forte augmentation de la précipitation neigeuse en Antarctique suite au réchauffement prévu. En ceci, cette
étude confirme et affine des résultats obtenus avec des modèles à plus basse résolution.
Le même modèle a ensuite été utilisé pour des simulations sur les mêmes périodes avec des conditions aux
limites océaniques différentes par rapport à l'étude précédente. Dans ce nouveau travail (Krinner et al.,
soumis), la température de surface de l'océan et la glace de mer n'ont pas été directement repris d'une
simulation couplée (en l'occurrence, de la simulations SRES-A1B de IPSL-CM4), mais ces données
océaniques ont été utilisées avec une méthode dite « d'anomalies ». Ceci signifie que pour le présent (19802000), nous avons pris les conditions océaniques observées, tandis que pour le futur (2080-2100), nous avons
ajouté le changement climatique simulé du 20e au 21e siècle aux observations du 20e siècle. Cette méthode est
préférable car elle permet de s'affranchir des erreurs du modèle couplé sur le domaine océanique. Les résultats
obtenus avec ces nouvelles simulations sont assez significativement différents des résultats obtenus par
Krinner et al. (2007), et ceci aussi bien à l'échelle continentale (l'augmentation de la précipitation moyenne sur
34
l'Antarctique simulée dans le travail plus récent est plus forte que dans Krinner et al.,(2007)) qu'à l'échelle
régionale (les structures du changement de bilan de masse sont différentes).
Changement relatif de précipitation moyenne annuelle (précipitation 2080 à 2100 par rapport à celle de
1980 à 2000) obtenu par Krinner et al. (2007). L'augmentation n'est pas uniforme sur le continent.
Différence entre les changements de précipitation (fin 21e – fin 20e siècle) obtenus par Krinner et al. (2007)
et Krinner et al. (soumis).Valeurs positives : L'augmentation de précipitation obtenue par Krinner et al.
(soumis) est plus forte que celle obtenue par Krinner et al. (2007).
Groenland
La méthode développée par Krinner et al. (soumis) a ensuite été appliquée à des simulations ciblées sur le
35
Groenland, sur les mêmes périodes (1980-2000 et 2080-2100). Des résultats préliminaires montrent une très
forte de la fonte sur la calotte de glace en cent ans (voir figure ci-dessous), mais les résultats doivent encore
être affinés.
Quantité de fonte (mm/an) simulée par LMDZ4 pour la période 1981-2000 (à gauche) et 2081-2100 (à
droite).
2-a-v) Ecoulement des glaciers:
a - Application du modèle au calcul des fluctuations du glacier de Saint Sorlin afin de
préciser les conditions climatiques du Petit Age de Glace
Le modèle utilisé est un modèle bi-dimensionnel d'écoulement glaciaire basé sur l'approximation dite de la
'couche mince'. Le travail a consisté à reproduire les paléo-extensions du glacier connues à partir d'anciennes
cartes topographiques et de datations de moraines afin d'en déduire un bilan de masse cumulé depuis 1830
jusqu'à nos jours de -63.6 m pour le glacier. Ce travail de modélisation associé à l'interprétation de séries
temporelles de bilan (mesurées ou reconstruites) sur plusieurs autres glaciers des Alpes a permis de montrer
que la dernière avancée des glaciers au cours du Petit Age de Glace (1760-1830) est d'avantage le fait de
précipitations anormalement élevées que d'une quelconque baisse de température. Ce travail est publié dans
Geophys. Res. Lett. (Vincent et al. 2005)
b - Comparaison de la méthode dite de la 'couche mince avec un modèle de type « Full
Stokes »
Les modèles basés sur l'approximation de la couche mince tirent parti du faible rapport d'aspect de l'objet
glacé à modéliser (généralement le cas des calottes glaciaires qui montrent une très grande étendue
géographique par rapport à leur épaisseur), ce qui permet entre autre de négliger de nombreux gradients de
contraintes dans les équations de Stokes. Pour les glaciers de montagne, ce rapport d'aspect est beaucoup plus
élevé rendant l'utilisation de cette approximation beaucoup moins évidente; Le travail a eu pour but de
spécifier les conditions sous lesquelles les glaciers de petite taille peuvent être correctement représentés par
cette aproximation de la couche mince. Les résultats ont été obtenus à partir de la comparaison avec un modèle
dit 'Full Stokes' qui a la particularité de résoudre l'intégralité des équations de Stokes (Modèle ELMER,
http://www.csc.fi.//elmer). La principale conclusion de ce travail est que c'est avant tout la valeur de la pente
36
sur laquelle repose le glacier plus que le rapport de ses dimensions géométriques qui dégrade la bonne
représentativité de la dynamique glaciaire par la méthode de la couche mince. Ce travail est publié dans C. R.
Physique (Le Meur et al. 2004).
c - Développement d'une approche 3D de l'écoulement glaciaire avec la méthode des
volumes finis
Du fait des conditions restrictives dans l'application de modèles basés sur la couche mince, la modélisation
numérique rigoureuse de l'écoulement pour la majorité des glaciers de montagne requiert l'utilisation de
véritables modèles tri-dimensionnels. Certains de ces modèles existent déjà mais leur utilisation reste encore
lourde et très consommatrice en temps de calcul (comme par exemple le code ELMER aux éléments finis).
Une alternative (permettant entre autre les simulations temporelles sur plusieurs décennies à des coûts
raisonnables) existe sous la forme d'approches aux volumes finis. Depuis Décembre 2004, dans le cadre d'une
thèse démarrée dans l'équipe 'Glaciers' le codage de ce genre de modèle à débuté et se poursuit encore. Il
devrait rapidement permettre une meilleure représentativité de la dynamique glaciaire (surtout à petite échelle
spatiale) permettant de résoudre nombre de problèmes glaciologiques dans les Alpes (datation des forages,
fluctuations locales des glaciers, etc...)
37
2-b) Climat millénaire
Evolution du climat polaire durant l’Holocène ainsi qu’au cours du 21ème siècle
Une simulation couvrant les 9000 dernières années a été réalisée avec le modèle de complexité
intermédiaire ECBILT-CLIO-VECODE, en utilisant comme forçage l’évolution des paramètres orbitaux et
des gaz à effet de serre. Les résultats ont été comparés de manière détaillée aux observations réalisées dans les
régions polaires, ce qui nous a permis de montrer le bon comportement du modèle dans ces régions (Rennssen
et al. 2005abc).L’analyse des résultats des simulations a permis de mettre en évidence une évolution très
contrastée en fonction de la saison aux hautes latitudes sud (Renssen et al 2005b) alors qu’un refroidissement
durant presque toute les saisons au cours de l’Holocène a été simulé dans l’Arctique (Renssen et al 2005b). En
ce qui concerne la circulation méridienne dans l’Atlantique Nord, les changements sont fiables à cause
d’évolutions en sens opposé de la formation d’eau profonde en Mer de Labrador et en Mer du Groenland
(Renssen et al 2005c).
Pour les 2000 dernières années, nous avons réalisé un ensemble de simulations où en plus des forçages
utilisés dans la simulation couvrant l’Holocène, nous avons pris en compte les variations de l’irradiance
solaire, l’effet des volcans, des aérosols sulfatés et des changements dans l’occupation des sols (Goosse et al.
2004, 2005, Goosse and Renssen 2004, 2005). Dans ces simulations, le maximum local de température
observé dans l’hémisphère nord aux environs de l’an mil (parfois appelé période chaude médiévale) apparaît
décalé de plus d’un siècle dans l’Océan Austral. L’analyse de simulations utilisant un forçage idéalisé a permis
de montrer que ce délais était dû en grande partie au transport d’anomalies de température par la circulation
océanique profonde vers les hautes latitudes de l’hémisphère sud (Goosse et al. 2004b). Ces simulations ont
aussi montré que durant cette période chaude, l’étendue de glace était très proche de celle simulée pour la fin
du 20ème siècle par le modèle (Goosse and Renssen 2005, Figure ci-dessous). Une décroissance de la glace est
en effet simulée au cours du 20ème siècle, principalement liée aux activités humaines, mais l’inertie du système
est telle que cette décroissance n’ est pas suffisante pour obtenir des conditions anormales comparées à celles
observées au cours du dernier millénaire. Par contre, au cours du 21 ème siècle, les simulations réalisées avec
des modèles de circulation générale montrent généralement une décroissance très forte de la couverture de
glace dans les deux hémisphères (Arzel et al. 2006).
Etendue de glace en moyenne annuelle dans l’hémisphère sud (en 106 km2) au cours des 1000 dernières
années moyennée sur 10 simulations réalisées avec le modèle ECBILT-CLIO (en noir). La seule différence
entre ces simulations est le choix des conditions initiales. La moyenne d’ensemble plus et moins une
déviations standard de l’ensemble est en gris. Avant de construire la figure, les résultats ont été groupés en
moyennes sur 10 ans.
38
Volet 3 : Processus physiques d'interactions climat/cryosphère,
paramétrisations et amélioration des modèles
39
3-a) Bilan de masse latéral et sous-glaciaire des calottes polaires
Impact d'une augmentation de la fusion basale sous les ice shelves sur l'évolution
de la calotte Antarctique
Dans le contexte d'un réchauffement climatique, la réaction de l'Antarctique reste mal connue, en particulier
en ce qui concerne la réponse dynamique de son écoulement. Le réchauffement de l'océan risque de conduire à
une augmentation de la fusion basale sous les ice shelves (plate-formes de glace flottantes issues de la calotte).
Or ce processus est susceptible d'accélérer l'écoulement des fleuves de glace qui drainent l'Antarctique,
augmentant le flux d'eau douce (sous formes solide et liquide) et modifiant à son tour la circulation océanique.
Nous avons commencé le couplage entre le modèle Antarctique du LGGE (GRISLI) et le modèle océanatmosphère de l'IPSL. Pour l'instant la mise au point de ce couplage se fait avec le coupleur OASIS 3 et des
modèles « jouets » pour chacune des composantes (post-doc de Dmitry Khvorostyanov dans le cadre
d'ENSEMBLES).
Parallèlement, nous avons cherché à évaluer l'impact d'une augmentation de la fusion basale sur l'évolution
future de l'Antarctique en faisant des expériences systématiques. En partant d'un état stationnaire de la calotte
Antarctique le plus proche possible de l'état observé, nous avons imposé une augmentation de la fusion basale
sous les ice shelves et étudié la réponse de la calotte avec le modèle GRISLI. Par la même occasion, nous
avons testé l'impact de détails de discrétisation sur les mouvements de la ligne d'échouage. Certains auteurs
ont suggéré que le fait d'utiliser une grille fixe ne permet pas aux modèles comme GRISLI de simuler
correctement les mouvements de la ligne d'échouage (Vieli and Payne, JGR,2005). Ce point fait l'objet d'une
controverse mais il est vrai qu'une partie du recul pourrait être dû à un effet de discrétisation. Pour évaluer
cela, nous avons fait toutes les expériences en double : (a) en augmentant la fusion basale partout, (b) en
excluant de cette augmentation les points de grille directement voisins de la ligne d'échouage. Les résultats de
cette étude sont les suivants :
•
Dans tous les cas, l'augmentation de la fusion basale provoque un affaiblissement de l'effet d'arc-boutant
des ice shelves, une accélération de la glace posée, un amincissement de la calotte Antarctique de l'Ouest
et par conséquent une augmentation du flux de glace vers l'océan. Les variations de volume obtenues (dans
le cas (b) ) sont présentées sur la figure ci-dessous.
Evolution du volume de l'Antarctique après avoir imposé une augmentation de la fusion basale sous les ice
shelves sauf pour les points de grilles situés contre la ligne d'échouage. Dans ces conditions, l'expérience
teste essentiellement l'impact de la diminution de l'effet d'arc-boutant.
40
(a)
(b)
Topographie de l'Antarctique et position de la ligne d'échouage 25 000 ans après le début de la
perturbation. La différence entre (a) et (b) montre l'impact de la discrétisation à la ligne d'échouage. Dans
le cas (a) l'augmentation de fusion basale est imposée partout y compris juste en aval de la ligne
d'échouage. Cela induit artificiellement une augmentation de la pente de surface juste en amont de la ligne
d'échouage ce qui accélère l'écoulement et majore l'effet de la perturbation imposée. Dans le cas (b) ces
points de grilles sont exclus de l'augmentation de fusion et cet effet de pente n'existe pas. On voit que le
recul de la ligne d'échouage est beaucoup plus modéré. Il est cependant possible que cette méthode sousestime l'impact réel.
•
Dans les premiers 100 ans, en raison du recul de la ligne d'échouage, une plus grande région est soumise à
l'action de l'océan, augmentant encore une peu plus (5% de la perturbation) la quantité de glace fondue
sous les ice shelves.
Il y a effectivement un effet de discrétisation. La figure ci-dessus représente l'état final de l'Antarctique,
25000 ans après une augmentation de 2m/an de la fusion basale sous les ice shelves dans les expériences (a) et
(b). Il faut noter que la méthode (a) est celle qui était utilisée précédemment dans notre modèle mais aussi
dans l'autre modèle capable de faire ce type d'expériences pour l'ensemble de l'Antarctique (le modèle de P.
Huybrechts).
41
3-b) Couplage Atmosphère – Glace de mer – Océan
3-b-i) Variabilité de la glace de mer aux hautes latitudes durant les 50 dernières
années
En utilisant, divers modèles, nous avons étudié la variabilité climatique aux hautes latitudes avec un intérêt
particulier pour la glace de mer (Goosse et al. 2004a, Goosse and Holland 2005, Lefebvre et al. 2004, 2005,
Mélice et al. 2005, Timmerman et al. 2004 2005). En particulier, après une comparaison détaillée avec les
observations (Timmerman et al. 2004 2005), le modèle de glace de mer et d’océan ORCA-LIM a été utilisé
pour étudier l’impact du Southern Annual Mode (SAM) sur l’océan austral et sa glace de mer (Lefebvre et al.
2004, Lefebvre and Goosse 2005) et de manière plus générale, les processus régissant la variabilité de la glace
en hiver (Lefebvre and Goosse 2007).
3-b-ii) Déformation / fracturation de la banquise
Les processus de déformation et de fracturation de la banquise, en contrôlant, de manière couplée avec les
processus thermodynamiques, l'évolution de paramètres comme les distributions d'épaisseur de glace de mer
ou la proportion d'eau libre, ont une grande influence sur les échanges entre l'océan et l'atmosphère dans les
régions boréales. Le travail engagé depuis quelques années dans le cadre de l'ACI C3 a consisté à étudier les
propriétés d'échelle caractérisant ces processus, c'est à dire comment par exemple la densité de fractures (et
donc la proportion d'eau libre) ou la vitesse de déformation varient avec l'échelle d'observation. L'analyse de
données satellitaires, effectuée en collaboration avec des collègues de l'Université de Savoie (LGIT) et du
Polar Research Center de Seattle, a démontré le caractère extrêmement hétérogène et invariant d'échelle de
telles caractéristiques (figure ci-dessous). Ceci peut avoir des conséquences pratiques directes : l'estimation de
la proportion d'eau libre (p.ex.) sera relativement peut sensible à la résolution spatiale de la mesure. Par contre,
du fait de l'extrême hétérogénéité spatiale, l'estimation d'un paramètre à l'échelle globale (p.ex à l'échelle du
bassin arctique) ne peut se faire à partir d'une mesure locale que par l'intermédiaire d'une extrapolation non
triviale des lois d'échelle observées (la mesure locale n'est en aucun cas directement représentative de l'échelle
globale) [Weiss et Marsan, 2004].
Binarisation (à gauche) d'une image en niveaux de gris (image SPOT couvrant une superficie de 60*60
km²) pour effectuer une estimation de la densité de fractures (et donc de la fraction d'eau libre) au sein de
banquise. Spectre spatial 2D (à droite) de l'image, moyenné sur des cercles de rayon k. La densité spectrale
de puissance variant en 1/k démontre l'invariance d'échelle de la structure.
De façon similaire, une analyse multifractale des champs de déformation de la banquise arctique issues de
données satellitaires SAR (RGPS) a permis d'établir les lois d'échelle associées et de démontrer que la vitesse
de déformation moyenne était dépendante de l'échelle d'observation. Une extrapolation de ces lois d'échelle
vers les petites échelles suggère un comportement essentiellement élasto-fragile de la banquise (la déformation
42
est accommodée par le jeu de multiples fractures à toutes les échelles), alors que les modèles actuels de
banquise utilisés dans les modèles couplés sont basés sur une rhéologie viscoplastique. Les conséquences de
ces observations en termes de modélisation de la banquise à grande échelle sont en cours d'investigation.
3-b-iii) Couplage Océan-Glace-Atmosphère Antarctique
L'objectif est de coupler le modèle atmosphérique régional MAR avec un modèle d'océan et de glace de
mer, dans le but d'analyser les processus météorologiques et climatiques en Antarctique. Afin de préparer ce
couplage, des tests de sensibilité de MAR ont été réalisés, l'un à la fraction de glace de mer, l'autre à la
paramétrisation de la rugosité orographique. Ces 2 tests renseignent sur la méthodologie du futur couplage.
Les mesures météorologiques en Antarctique sont spatialement peu denses et très hétérogènes. Le modèle
climatique régional est donc un outil avantageux pour analyser le climat du continent. Or ce dernier est très
influencé par la circulation méso-échelle, qui dépend entre autres des interactions entre l'atmosphère, la glace
de mer et l'océan. L'objectif est donc de mettre au point un modèle méso-échelle du système climatique
antarctique, en couplant un modèle d'atmosphère avec un modèle d'océan et de glace de mer.
Le modèle atmosphérique régional MAR a été choisi car il a été développé spécifiquement pour les régions
polaires, et se révèle performant pour simuler la circulation atmosphérique méso-échelle ainsi que les bilans de
masse (Fettweis et al., 2005). Le modèle d'océan - glace de mer NEMO (OPA9.0 et LIM2.0) a été choisi pour
ses performances reconnues d'une part, et pour la proximité du réseau d'utilisateurs et de développeurs d'autre
part (équipe MEOM du LEGI à Grenoble et IPSL à Paris pour l'océan, UCL de Louvain la Neuve en Belgique
pour la glace de mer).
La spécificité de ce travail est la fine résolution utilisée pour le couplage (20 km), ainsi que la région
d'étude et les processus climatiques très particuliers dont elle est le siège.
Tests de sensibilité:
Afin de préparer le couplage, il a été nécessaire de tester la sensibilité du modèle atmosphérique à quelques
paramétrisations. Le secteur de la Mer de Ross a été choisi pour la diversité des processus météorologiques y
prenant place. En effet, cette zone de confluence des vents catabatiques est barrée par les montagnes
transantarctiques qui transforment l'énergie cinétique des vents catabatiques en énergie cinétique turbulente.
D'autre part, ce secteur présente un taux important de cylogenèse et de cyclolyse, notamment en ce qui
concerne les mésocyclones, qui sont souvent mal représentés dans les modèles.
Sensibilité à la fraction de glace de mer:
Dans un premier temps, la sensibilité du modèles à la fraction glace de mer a été testée. Il s'agit d'une
composante importante du système climatique, qui est cependant assez complexe, et ce test est primordial si
l'on veut estimer l'impact d'une dérive de la fraction de glace de mer dans le futur modèle couplé.
MAR, utilisé seul, est habituellement forcé par les fractions de glace de mer issues de SSM/I. Ces fractions
ont donc été modifiées dans différentes simulations, et la glace de mer ainsi retirée a été remplacée par de
l'océan libre.
En étudiant le cas de début novembre 1999, il a été constaté que la pression de la dépression subsynoptique augmentait lorsque la glace de mer diminuait, mais assez faiblement (1 hPa quand la glace de mer
est diminuée de 40 % , soit 6 % del'intensité de la dépression; 2 à 3 hPa quand la glace de mer est retirée
entièrement). Des analyses de vents ont montré que cette augmentation était liée à de la turbulence plus
importante en surface. Cette turbulence résulte d'un pompage d'Ekman plus fort provenant d'une turbulence
plus importante due aux flux de chaleur libérés par l'océan ouvert.
Concernant les mésocyclones de la simulation, aucun effet n'a été noté. Ceci laisse penser que ce ne sont
peut-être pas un bon objet d'analyse des performances du couplage en ce qui concerne la glace de mer.
43
Différences de pressions réduites au niveau de la mer entre l'expérience sans glace de mer et l'expérience
standard (en kPa). Les contours noirs en pointillés sont les isomètres de la topographie; les contours noirs
continus sont les isobares réduits au niveau de la mer pour l'expérience standard (l'intervalle est 0.2 kPa).
Sensibilité à la rugosité orographique:
Ensuite, la sensibilité du modèle à la longueur de rugosité orographique a été testée. Le calcul de la
longueur de rugosité est basé sur le schéma de l'ECMWF (European Center for Medium-range Weather
Forecasts). En modifiant la façon dont est calculée cette longueur, on peut modifier l'énergie cinétique
turbulente produite au dessus du relief, notamment au dessus des montagnes transantarctiques.
Une diminution de la rugosité orographique a pour effet d'augmenter considérablement les vents
catabatiques arrivant au dessus de la plateforme de Ross et dans Terra Nova Bay (jusqu'à 16 m/s en
novembre 1999 et 10 m/s en février 1988 quand a rugosité orographique est mise à zéro). Ceci illustre
l'importance de la précision à atteindre sur cette paramétrisation. En effet, les vents arrivant au dessus de
l'océan sont déterminants dans les processus de formation d'eaux denses (Mathiot, 2005).
D'autre part, ces modifications de la rugosité orographique ont des conséquences importantes sur le cyclone
sub-synoptique de novembre 1999, puisque sa pression augmente de 6 à 7 hPa, soit 25 % de la dépression.
Cette augmentation de pression est difficile à interpréter dans la mesure où elle résulte d'une multitude de
changements des vents de surface. Pour les mésocyclones de novembre 1999 et de février 1988, aucun
changement significatif n'a été constaté concernant la pression de surface ou la vitesse des vents de surface.
Vers un modèle couplé:
Pour le couplage, le groupe MEOM du LEGI, à Grenoble, a développé une nouvelle configuration de
NEMO, régionale, sur une grille cartésienne identique à celle de MAR, et avec des frontières ouvertes.
Le modèle atmosphérique sera forcé par les réanalyses aux frontières (ERA40), de façon a avoir des
simulations comparables aux observations (stations automatiques, sondages, satellites). Par contre, le modèle
d'océan et de glace de mer sera forcé par les sorties du modèle global ORCA0.25. Les sorties du modèles
44
d'océan ne pourront donc être validées que par leur comportement moyen. La conséquence est que la glace de
mer du forçage latéral n'est pas tout à fait celle de la réalité. ependant, le premier test de sensibilité nous
permet de procéder de la sorte, puisqu'un écart de la fraction de glace de mer n'a que peu d'impacts à court
terme.
Les tests de sensibilité à la glace de mer laissent également penser qu'on peut agrandir le domaine sans
craindre de trop fausser la circulation atmosphérique. Effectivement, la glace de mer n'étant forcée qu'aux
frontières en mode couplé, on peut supposer une dérive vers le centre du domaine. Cette dérive devrait avoir
des conséquences limitées si l'on en croit les tests de sensibilité.
Un nouveau domaine a donc été choisi selon les principes de Giorgi et Mearns (1999), afin d'éloigner la
zone d'intérêt (mer de Ross) de la bande de relaxation. Les frontières sont placée de préférence sur les crêtes,
et de façon à simplifier la prise en compte des flux océaniques au travers d'elles.
Le coupleur choisi est OASIS3, qui a déjà fait ses preuves avec NEMO. Et les simulations seront testées
sur Mirage (centre de calcul intensif de l'Observatoire des sciences de l'Univers de Grenoble), puis lancées à
l'IDRIS (Institut de Développement et des Ressources en Informatique Scientifique).
45
3-c) Couplage Atmosphère – Neige – Sol – Continent
Modélisation de l'albédo de la neige
Nous avons développé une nouvelle paramétrisation de l'albédo de la neige pour LMDZ4. Cette
paramétrisation calcule l'albédo à partir de la taille des grains de neige, des caractéristiques du rayonnement
incident (angle solaire, nébulosité, etc.) et du taux d'imuretés, et elle prend en compte les intéractions entre la
végétation et la neige. Cette paramétrisation a été validée contre des observations satellitales, avec des
résultats satisfaisants. Le modèle ainsi amélioré a ensuite été appliqué dans une étude de l'impact du dépôt de
poussière pendant les périodes glaciaires en Asie (Krinner et al., 2006). Cette étude a permis de montrer que
les forts taux de dépôt de poussière dans ces régions permettent d'expliquer plus facilement l'absence de
calottes de glace en Asie pendant les périodes les plus froides de la dernières glaciation (il y a 20000 ans
environ). En effet, la poussière, en diminuant l'albédo de la neige, accélère la fonte de celle-ci au printemps, ce
qui, dans les conditions particulières du dernier maximum glaciaire (fort taux de dépôt de poussière, faible
accumulation, rayonnement solaire similaire au présent), permet la fonte totale du manteau neigeux pendant
l'été.
Nombre de jours sans neige sur les continents au Dernier Maximum Glaciaire. En haut: Simulation sans
poussière. Au milieu: simulation avec poussière. En bas : Différence. Des calottes de glace commencent à
s'accumuler sur l'Asie dans la simulation sans poussière, contrairement aux évidences géologiques.
46
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