Juin 2013
Hiver 2012-2013
Record de régénération de la banquise hivernale
Au mois de juin 2013, l’étendue de la banquise arctique qui est passée par son maximum annuel le 15 mars dernier, a amorcé depuis une lente décroissance vers son minimum de fin d’été. Depuis que l’on peut les évaluer de manière fiable et systématique à partir de l’espace, ces deux extrêmes du cycle annuel de l’étendue de la banquise accusent une décroissance persistante. Cependant, le maximum de fin d’hiver montre une tendance à la diminution beaucoup moins marquée que celle du minimum de fin d’été et la récente évolution de la période 2012-2013, replacée dans le contexte historique de la dernière décennie, en offre une belle illustration.
Maximum d’extension de la banquise arctique hivernale en Mars 2008 à gauche, et en mars 2013 à droite – © NSICD
Suivant un scénario très semblable à ce qui fut observé à la suite du minimum d’étendue de septembre 2007, alors record sur la période des observations satellitaires, la banquise arctique, après avoir battu un record absolu de minimum d’étendue le 16 septembre 2012, semble s’être rétablie pour maintenir une étendue de fin d’hiver très voisine de celle des années qui ont précédé, de l’ordre de 15 millions de km2. Comme en mars 2008, ce rétablissement saisonnier du couvert de glace traduit la capacité de la glace à amortir les perturbations par l’ajustement de sa vitesse de congélation : plus le couvert de glace est mince, plus sa croissance est rapide et, ainsi, la formation de glace est d’autant plus efficace que l’océan est libre de glace. De fait, l’augmentation saisonnière d’étendue de la banquise entre minimum estival et maximum hivernal a atteint son record en mars 2013, avec une croissance de 11.7 millions de km2, légèrement supérieure à la croissance de 11 millions de km2 enregistrée entre septembre 2007 et mars 2008.
Cette forme de rétablissement saisonnier du couvert de glace permet d’expliquer en partie pourquoi la tendance à la décroissance de l’étendue de fin d’hiver du couvert de glace arctique ne dépasse pas 2.5 % (de l’étendue moyenne sur la période de référence 1979-2000), alors que la tendance du minimum de fin d’été est désormais plus que 5 fois plus élevée (13%). Cette diminution réduite mais néanmoins persistante du couvert hivernal en Arctique fait que mars 2013 se place au 5ème rang des hivers les moins englacés sur la période des observations satellitaires. Au-delà de sa faible étendue, le couvert hivernal en Arctique montre des signes de plus en plus patents de changements de structure. Pour la première fois depuis 2008, le pôle Nord était couvert de glace de première année à la fin de l’hiver 2013. En même temps, la surface de glace pérenne (c’est-à-dire ayant survécu à au moins une saison de fonte) continue de diminuer et ne représentait plus que 30% du couvert de glace en mars 2013 contre 60% dans les années 80. Les premières estimations de l’épaisseur de la banquise issues des observations altimétriques du satellite CryoSat-2 confirment par ailleurs l’amincissement progressif de la banquise déjà suggéré par les mesures de terrain des dernières décennies. Cet amincissement touche les glaces les plus épaisses situées au nord du Groenland et considérées comme le réservoir de la cryosphère marine arctique.
Comparaison de la concentration en glaces de mer en mars 2008 et en mars 2013 – © NSICD
Les fluctuations du couvert de glace hivernal reflètent principalement des variations d’étendue des marges de la banquise dans les mers côtières ou dans les mers subpolaires du Pacifique et de l’Atlantique Nord. Ces variations restent modérées car fortement contraintes par la géométrie du bassin Arctique, enserré entre les terres eurasiennes, groenlandaises et nord-américaines, ou par la présence de fronts océaniques en régions subpolaires. Le déclin du couvert hivernal au cours des dernières années correspond à un retrait des glaces dans le secteur Atlantique à l’est du Groenland (mers du Groenland et de Barents) et à leur avancée plus importante dans le secteur de la mer de Béring. Le retrait progressif des glaces hivernales dans le secteur de la mer de Barents pourrait ainsi être lié à une augmentation de l’apport de chaleur par les eaux Atlantiques.
Même si les fluctuations d’une année sur l’autre du couvert hivernal restent beaucoup (presque 5 fois) plus faibles que celles du couvert estival, la distribution spatiale du bord de la banquise montre de nettes différences d’une année sur l’autre. Certains hivers conme en 2013 ou 2010, le retrait marqué de la banquise a l’ouest du Groenland (mer du Labrador) a été associé a une couverture de glace relativement etendue dans le secteur est Groenland alors que d’autres annees comme 2008 ou 2012 se sont comportées a l’inverse. Ces variations montrent un lien avec les variations de circulation atmosphérique représentées par l’Indice de l’Oscillation Arctique. Ainsi l’hiver 2013, tout comme l’hiver 2010 a été marqué par un indice négatif persistant de l’Oscillation Arctique alors que 2008 ou 2012 ont connu un indice positif. Lorsque l’indice est négatif le large tourbillon de la mer de Beaufort est renforcé et la glace ancienne et épaisse du secteur canadien de l’Arctique tend à être piégée dans ce tourbillon et conduit à maintenir le couvert de glace. L’impact de la polarité de l’indice sur le devenir du couvert de glace est néanmoins complexe. En fonction de la position des centres de pression atmosphérique, l’Oscillation Arctique en phase négative peut conduire soit à une diminution de l’export de glace vers le secteur Atlantique par le détroit de Fram au profit du secteur des mers des Tchouktches et de Béring, soit à son augmentation. En 2013, de surcroit, de forts vents d’est en lien avec l’indice négatif de l’Oscillation Arctique ont sévi en février sur le secteur côtier Nord Canada et Alaska, fracturant la glace de ce secteur dans des proportions importantes et la rendant sans doute plus vulnérable au transport par les vents et les courants.
Tendance à la diminution de la couverture de glace hivernale depuis 1979 – © NSICD
Il faut enfin souligner que l’influence globale de l’atmosphère sur la glace est difficile à évaluer car la glace exerce en retour une influence sur l’atmosphère. Un indice négatif de l’Oscillation Arctique correspond à une différence de pression atmosphérique moindre entre l’Arctique et les latitudes tempérées qui favorisent les arrivées d’air chaud sur l’Arctique. De fait, 2013 fut un hiver remarquablement chaud sur l’Arctique central. Mais il semble par ailleurs qu’un couvert de glace plus réduit en fin d’été, en favorisant le réchauffement des basses couches de l’atmosphère par l’océan libéré des glaces, ait la capacité de promouvoir le basculement de l’atmosphère vers un état d’oscillation Arctique négative. On entrevoit donc là une articulation complexe entre les régimes atmosphériques et la banquise arctique que l’on est encore loin de comprendre et qui constitue pourtant un des maillons essentiels de la variabilité interne du climat en Arctique.
Marie-Noëlle Houssais, Juin 2013
Pour en savoir plus :
Voir le site du Polar view center de l’Université de Bremen (Germany)
Voir le site du NSIDC (National Snow and Ice Data Center – USA)
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