Accumulation

2.3.2.1 D´efinition

Pour cette section, nous d´efinirons l’accumulation comme ´etant la somme, int´egr´ee sur la p´eriode, de la pr´ecipitation solide et de la r´esultante des ph´enom`enes antagonistes de d´epˆot / ´erosion de neige par le vent :

Accumulation =

Z t

0

Ps+ (D−E) dτ

L’accumulation annuelle moyenne pour la p´eriode 1998 – 2001 est pr´esent´ee sur la figure 2.2 pour chacune des simulations effectu´ees.

2.3.2.2 Influence de la r´esolution spatiale

La r´esolution spatiale influence significativement l’accumulation issue des pr´ecipitations, comme en t´emoignent les figures 2.2a,b, et 2.4. Une r´esolution fine semble apporter davan-tage de pr´ecipitations en mer ainsi que sur les reliefs cˆotiers et les caps (particuli`erement sur leurs flancs les plus expos´es aux flux humides). En revanche, les grandes d´epressions, au sens topographique du terme, telles que le glacier Lambert, sont moins bien«aliment´ees»

`a la r´esolution de 40 km.

Comme l’orographie intervient dans les principaux m´ecanismes de l’accumulation en zone cˆoti`ere, nous avons plac´e la figure 2.4 en regard de la figure 2.3. La cˆote s’avan¸cant moins loin vers la mer `a la r´esolution de 40 km, on aurait pu imaginer que les masses d’air maritimes soient soulev´ees plus tardivement, occasionnant un retard dans la pr´ecipitation et par cons´equent un ass`echement des abords imm´ediats du continent. Si cet effet existe potentiellement, il s’av`ere totalement ´eclips´e par l’augmentation des pr´ecipitations au-dessus de l’oc´ean, sauf, peut-ˆetre, en terre Ad´elie. Il se peut aussi qu’il soit contrebalanc´e par un second ph´enom`ene : l’anticipation du continent par les masses d’air venues de la mer, qui pourrait ˆetre plus pr´ecoce `a fine r´esolution. En effet, le soul`evement des masses d’air en amont du continent est la cons´equence d’un «blocage» des basses couches8 li´e `a la pr´esence d’un gradient de temp´erature potentielle entre les r´egions cˆoti`eres et l’oc´ean (Bromwich, 1998). Un jet cˆotier de bas niveau, orient´e vers l’ouest, est d’ailleurs associ´e `a ce gradient (relation du vent thermique,cf.van den Broeke et Gall´ee, 1996). La contribution des vents catabatiques au ph´enom`ene d’empilement d’air froid au pied de la

2.3. R´esultats et interpr´etation (1998 – 2001) 31

(a) 80 km

(b) 40 km

Fig. 2.1 :Topographiede l’Antarctique pour les r´esolutions de 80 et 40 km.L’unit´e est le m`etre; l’´equidistance des courbes de niveau est de 500 m. En surimpression sont indi-qu´ees les valeurs de quelques maxima locaux d’altitude (i.e., si plusieurs maxima locaux occupent un mˆeme rectangle de dimensions 150×150 km, alors aucun n’est conserv´e).

(a) 80 km, sans transport de neige

(b) 40 km, sans transport de neige

(c) 40 km, avec transport de neige

Fig. 2.2 : Cartes d’accumulation annuelle pour la p´eriode 1998 – 2001, en mm ´equi-valent eau par an, pour les diff´erentes simulations MAR. Les zones blanches de la carte (c) sont associ´ees `a des zones d’ablation (jusque −116 kg.m−2).

2.3. R´esultats et interpr´etation (1998 – 2001) 33

40 km−80 km

Fig. 2.3 : Carte pr´esentant lesdiff´erences orographiques entre les r´esolutions de 40 et 80 km, respectivement somm´ees positivement et n´egativement. Le fond de carte topogra-phique (courbes de niveau et trait de cˆote) correspond `a la r´esolution de 40 km.

{40 km, sans transport de neige} − {80 km, sans transport de neige}

Fig. 2.4 : Carte repr´esentant lediff´erentiel d’accumulationannuelle entre deux simu-lations MAR de r´esolutions diff´erentes : 40 km (+) et 80 km (−). Le transport de neige n’est pas actif. La p´eriode simul´ee couvre les ann´ees 1998 `a 2001. Unit´e : mm ´equivalent eau par an. Le fond topographique est celui de la simulation `a 40 km.

calotte, d´ecrite dans Gall´eeet al.(1996), laisse supposer que le blocage pourrait ˆetre plus intense dans la simulation `a 40 km de r´esolution.

Dans les r´egions cˆoti`eres pr´esentant des courbes de niveau relativement peu tourmen-t´ees (terre Ad´elie), on peut observer une augmentation des pr´ecipitations pour une tranche d’altitude comprise entre les contours 500 et 2000 m de la topographie `a 40 km de r´e-solution. Le d´eficit de pr´ecipitation en dessous de l’altitude 500 m peut ˆetre attribu´e `a l’effet «retard» ´evoqu´e dans le paragraphe pr´ec´edent. Cependant ce retard n’explique pas l’augmentation globale des pr´ecipitations en r´egions cˆoti`eres. C’est pourquoi nous proposons de l’attribuer au rapprochement des altitudes moyennes (1000 `a 2000 m) vers les centres d´epressionnaires situ´es plus au nord. En effet, lorsqu’une d´epression se trouve au large des cˆotes, les vents qu’elle engendre sur son flanc est d´eclinent `a partir d’une certaine distance au centre de la d´epression, au point que ceux-ci ne soient plus suffisants pour entraˆıner la masse d’air vers le plateau. Le changement de r´esolution sugg`ere donc que pour une r´egion comme la terre de Wilkes, la d´ecroissance des pr´ecipitations entre la cˆote et le plateau est davantage une question de continentalit´e (´eloignement `a la source d’humidit´e) qu’une question d’altitude. Dans ces r´egions, une altitude plus ´elev´ee favorise la pr´ecipitation.

Dans les r´egions cˆoti`eres pr´esentant des courbes de niveau ondul´ees, avec alternance de caps et de baies, on remarque que l’am´elioration de la topographie engendre une r´epar-tition de la pr´ecipitation entre les versants est, expos´es aux vents humides, et les versants ouest, sous le vent et par cons´equent abrit´es (e.g., 10 W – 30 E). Ceci est la marque d’une pr´ecipitation de type orographique. Il en d´ecoule une redistribution zonale de la pr´ecipi-tation issue par la simulation `a 80 km et par cons´equent une variabilit´e zonale accrue `a la r´esolution de 40 km.

L’augmentation de la pr´ecipitation en mer peut, quant `a elle, r´esulter d’une meilleure repr´esentation des processus frontaux, en raison d’une r´esolution mieux adapt´ee aux fines ´echelles caract´eristiques associ´ees. D’autre part, les forts gradients ´etant plus marqu´es `a 40 km qu’`a 80 km, on peut imaginer qu’une r´esolution fine favorise la cyclogen`ese. Ces consid´erations restent valables en r´egions cˆoti`eres et pourraient donc expliquer l’augmen-tation des pr´ecipil’augmen-tations en dessous du contour 1000 m. En revanche, pour les altitudes sup´erieures, une interpr´etation de ce type semble peu pertinente, puisque les perturba-tions qui atteignent les cˆotes antarctiques sont g´en´eralement sur le d´eclin et, de surcroˆıt, perdent de leur vigueur r´esiduelle par effet d’´ecrasement du tube de vorticit´e potentielle lorsque le tourbillon s’´el`eve au-dessus des pentes de la calotte.

Enfin, notons l’augmentation significative des pr´ecipitations sur les montagnes de la p´eninsule Antarctique ainsi que sur les cˆotes de la terre Marie Byrd (effet orographique). L’ass`echement des hauts plateaux de cette derni`ere r´egion semble montrer que, contrai-rement `a l’Antarctique de l’Est, le gradient d’accumulation est ici gouvern´e par l’altitude plutˆot que par la distance `a la cˆote.

2.3.2.3 Influence du transport de neige par le vent

L’introduction, dans le mod`ele, d’une param´etrisation du transport de neige par le vent entraˆıne des modifications importantes dans la carte d’accumulation du MAR (figure 2.2b,c). `A l’´echelle de l’Antarctique, une perte nette de 5,7 % est accus´ee par le continent (figure 2.5). Les deux principaux ph´enom`enes pouvant ˆetre invoqu´es sont la sublimation des grains en suspension et l’´evacuation de particules au-del`a des cˆotes. Tous deux font intervenir les vents catabatiques, ce qui explique pourquoi les effets sont plus marqu´es sur le pourtour de l’Antarctique, o`u les vents atteignent leur amplitude maximale.

2.3. R´esultats et interpr´etation (1998 – 2001) 35

Les pertes dues au processus de chasse-neige sont assez bien corr´el´ees `a l’intensit´e du vent (figure 2.6), traduisant l’importance de la sublimation des grains de neige en suspension (Gall´ee et al., 2001). La divergence du flux de flocons semble aussi jouer son rˆole, avec de fortes pertes dans les zones d’acc´el´eration du vent (pentes sous le vent) et des pertes faibles voire des d´epˆots dans les zones de d´ec´el´eration (zones de diffluence :Amery ice shelf ; flancs est des reliefs longitudinaux, au vent : cˆote de la Princesse Martha, en terre de la Reine Maud). Ces r´esultats confirment ceux de Gall´ee et al. (2005) : les vents catabatiques, orient´es dans la direction SE – NW sous l’effet, notamment, de la force de Coriolis, sont contraints de s’affaiblir en touchant les pentes est des reliefs longitudinaux, provoquant le d´epˆot des flocons transport´es. On s’aidera de la figure 2.6 pour localiser les changements d’intensit´e du vent le long des trajectoires.

Globalement, la variabilit´e spatiale se trouve augment´ee par l’introduction du trans-port de neige par le vent (e.g., monts Pensacola). En particulier, on remarquera que le gradient d’accumulation duLaw Domeest rehauss´e de 200 kg.m−2.an−1dans une direction NW – SE `a travers son sommet, qui subit quant `a lui une tr`es l´eg`ere baisse d’accumula-tion (−27 kg.m−2.an−1). Enfin, le trait le plus marquant de cette comparaison est sans nul doute l’apparition de zones d’´erosion totale de la neige pr´ecipit´ee (figure 2.2c), comme par exemple au pied des monts Pensacola.