Le vêlage d’icebergs

L’extension des plateformes de glace flottantes est limité par le vêlage d’icebergs. Au cours de son avancée la langue de glace flottante va développer des crevasses. Ces crevasses auront ten-dance à s’élargir sous l’effet d’infiltration des eaux de fonte de surface. La fusion basale due à la chaleur de l’océan et la fusion de surface vont également réduire progressivement l’épaisseur de la langue de glace. Elle sera également fragilisée par l’eau de fonte qui peut regeler à l’intérieur des crevasses. À partir d’un point critique, que l’on appelle front de vêlage, les crevasses s’ouvrent et libèrent les icebergs. Ce front est relativement stable sur de courtes périodes temporelles (décen-nies) mais peut paradoxalement se déplacer sur plusieurs centaines de mètres en quelques années (Csatho et al., 2008).

La représentation correcte dans un modèle grande échelle de ce front de vêlage est un réel en-jeu car la plupart des processus impliqués présentent des échelles sous-grille. Certains modèles complexes existent pourtant mais restent pour l’instant des modèles flow-line non nécessairement adaptés à une détermination du front dans un modèle grande échelle (Nick et al., 2010). Soulignons que l’avancée des glaces dans des zones marines est fortement influencée par la bonne

représenta-tion des langues de glace et notamment du vêlage (Charbit et al., 2007).

Nous allons présenter brièvement les principaux paramètres qui gouvernent la détermination du front de vêlage dans GRISLI. Le développement précis des diverses configurations est présenté parPeyaud(2006).

La glace est vêlée dès que l’épaisseur passe sous un seuil critique. Ce seuil est généralement mis à 200 m et correspond grosso-modo à l’épaisseur observée au niveau du front des grandes langues de glace d’Antarctique. Cependant la coupure systématique à 250 mètres rend très diffi-cile le développement de nouvelles plate-formes flottantes. Ainsi, la coupure n’est pas effectuée si un point voisin est posé. Soulignons également qu’avant la coupure un test sur l’épaisseur du point amont est effectué pour prendre en considération l’advection de la glace. Enfin un dernier paramètre déterminant sur l’évolution des langues de glace flottantes concerne la fusion basale. La physique de celle-ci est relativement bien connue (Holland et Jenkins, 1999). Près de la ligne d’échouage la fusion basale est maximale de par la chaleur apportée par l’eau de l’océan, chaude et salée. L’eau de fonte, douce et froide remonte en panache vers l’extérieur de la langue de glace en se mélangeant progressivement, devenant plus salée et plus chaude (Jenkins, 1991). Cependant dans le cas de notre modèle de glace aucun couplage n’est effectué avec l’océan et un simple forçage océanique est nécessaire pour exprimer la fusion basale, identique pour toutes les langues de glace. Nous employons des valeurs fixées en distinguant trois régions : une valeur forte pour la ligne d’échouage (3 m/an), une valeur moyenne sous la plateforme de glace dans l’océan peu profond (1 m/an) et une valeur très forte au-dessus de l’océan profond (10 m/a). Cependant, pour tenir compte des variations passées de la température de l’océan, une correction est appliquée au terme de fusion basale. Pour rendre compte de ces changements climatiques nous nous basons sur les variations du forçage climatique (expliqué au chapitre 4).

2.9. Bilan de chapitre 47

2.9 Bilan de chapitre

Nous avons présenté au cours de ce chapitre le modèle de calotte polaire GRISLI. Ce mod-èle thermomécanique de la glace présente l’originalité de permettre la résolution de deux types de physiques différentes : la glace posée à écoulement lent suit l’approximation SIA, alors que la glace à écoulement rapide des fleuves de glace suit l’approximation SSA. A défaut d’une loi unifiée, ces deux résolutions s’effectuent sur des domaines différents, qui doivent nécessairement être préalablement identifiés. La résolution sera ici un enjeu, car alors que les fleuves observés ont bien souvent des largeurs ne dépassant pas 5 km, notre modèle travaille quant à lui généralement sur une grille de 15 km pour des raisons de coût numérique. Comme nous l’avons signalé, c’est ici la première application de GRISLI sur le Groenland et un travail particulier de calibration a été effectué comme nous le verrons dans les chapitres suivants.

Il faut également mentionner que certains processus sont encore relativement mal représentés. L’un des plus problématique est la représentation de la ligne d’échouage, pour laquelle nous n’avons pas de physique propre mais un seul test sur une valeur seuil (flottant ou non). Cette représentation est donc dépendante de la grille. Un autre problème vient de la représentation du vêlage. Là encore, un seuil est appliqué, sans réelle approche physique. Enfin, notons l’absence de paramétrisation des effets de lubrification dans le modèle. Rappelons enfin que les effets dynamiques (vêlage et déplacement de la ligne d’échouage) représentent 50% de la perte de masse, les 50% restants s’-effectuent par l’ablation en surface (Rignot et al., 2011). L’interface entre le modèle de glace et l’atmosphère sera ainsi le sujet du chapitre suivant.

Chapitre 3

L’utilisation de modèles de climat dans

un contexte de modélisation

glaciologique

3.1 Les différents types de modèles atmosphériques . . . 50 3.1.1 Les modèles de bilan d’énergie, les EBMs . . . . 50 3.1.2 Les modèles de complexité intermédiaire, les EMICs . . . . 51 3.1.3 Les modèles de circulation générale, les GCMs . . . . 52 3.1.4 Les modèles régionaux, les RCMs . . . . 53 3.2 L’interface sorties de modèles de climat – entrées du modèle de glace . . . . 53 3.2.1 Couplage ou forçage ? Champs atmosphériques utilisés ? . . . . 53 3.2.2 Le downscaling des champs atmosphériques . . . . 54 3.2.3 Le “lapse rate topographique” pour la température . . . . 54 3.2.4 La rétroaction température-précipitation . . . . 56 3.2.5 La fraction solide des précipitations . . . . 57 Fonction à effet de seuil sur la température . . . . 57 Fonction linéaire de la température . . . . 57 3.2.6 L’ablation – la méthode du PDD . . . . 58 3.3 L’interface climat-calotte : apport de ce travail au modèle de glace . . . 59 3.3.1 Le calcul des PDDs à partir du signal saisonnier de la température . . . 59 3.3.2 La paramétrisation de la fraction solide deMarsiat(1994) . . . . 60 3.3.3 Les coefficients de fonte dépendants de la température . . . . 61 3.4 Expériences de sensibilité du modèle de calotte aux modèles de climat . . . 63 3.4.1 Justification . . . . 63 3.4.2 Article . . . . 63 3.5 Bilan de chapitre . . . 64

Un modèle de calotte polaire comme GRISLI a besoin d’être alimenté par des variables d’ac-cumulation et d’ablation. Comme nous l’avons vu dans le chapitre précédent, ces variables sont relativement bien connues pour le présent mais toute la question réside dans leurs valeurs passées et futures.

En climatologie, dès lors que l’on souhaite réaliser des projections climatiques ou des recon-structions du passé, il est indispensable d’utiliser des modèles pour les principaux composants du système climatique. Les calottes polaires constituent d’ailleurs un de ces composants. Ce chapitre contient les résultats qui portent sur une étude de sensibilité du modèle GRISLI aux forçages climatiques en utilisant toute une variété de modèles atmosphériques. Ces résultats sont présen-tés dans un article soumis au journal The Cryosphere, en novembre 2011. Afin d’introduire cet article, nous présenterons les différentes modélisations de l’atmosphère existantes, ainsi que les paramètres clefs du couplage.

3.1 Les différents types de modèles atmosphériques

Il existe une très grande hiérarchie de modèles pour décrire les variables atmosphériques et nous présenterons ici brièvement l’éventail de solutions existantes.