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Changement climatique polaire dans le contexte

Ces zones cryosphériques ne sont pas isolées; elles sont étroitement associées aux systèmes mondiaux de circulation atmosphérique et océanique. Au cours des dernières décennies, les données d'observation ont révélé que l'Arctique et l'Antarctique évoluent à des taux bien supérieurs aux projections du modèle. Comprendre les tendances sous-jacentes de la variabilité du climat polaire et les tendances à long terme qui en sont à l'origine est essentiel pour prédire les futurs états climatiques mondiaux, l'élévation du niveau de la mer et les changements d'écosystème.

Variation de la glace de mer et déclin à long terme

Cycles saisonniers et fluctuations interannuelles

L'étendue de la glace de mer dans les deux hémisphères suit un cycle saisonnier prononcé, atteignant un minimum en septembre (Arctique) et en février (Antarctique).Bien que la variabilité saisonnière soit naturelle, l'amplitude et le moment de ces cycles ont fortement évolué au cours des dernières décennies.Dans l'Arctique, l'étendue minimale de septembre a diminué d'environ 13 pour cent par décennie par rapport à la moyenne de 1981 et no 8211;2010, tendance confirmée par les enregistrements par satellite datant de 1979.

Épaisseur et perte de volume

L'épaisseur de la glace de mer et le volume total ont diminué encore plus considérablement. La glace pluriannuelle, qui survit à de multiples saisons de fonte estivale, a diminué, passant d'environ 70 % de la banquise arctique dans les années 80 à moins de 20 % aujourd'hui. La glace plus épaisse est plus vulnérable à la fonte et au forçage dynamique par les vents et les courants. La perte de glace épaisse et archéite réduit la stabilité globale de la couverture glaciaire, créant ainsi une boucle de rétroaction où la glace plus mince fond plus facilement, exposant les surfaces océaniques plus sombres qui absorbent plus de rayonnement solaire.

Les moteurs du changement de glace de mer

Le forçage thermodynamique de la hausse des températures de l'air et de l'océan domine le déclin à long terme. Le forçage dynamique des vents, en particulier l'oscillation arctique et le Gyre de Beaufort, redistribue la glace et influence l'exportation à travers le détroit de Fram. Dans l'Antarctique, le mode annulaire sud (SAM) et les modèles régionaux de réchauffement de l'océan jouent un rôle plus important. L'interaction entre ces processus dynamiques et thermodynamiques détermine le comportement régional de la glace de mer, rendant certaines zones plus sensibles aux changements rapides que d'autres.

Incidences sur les systèmes mondiaux

La diminution de la couverture glaciaire augmente la captation de la chaleur océanique, ce qui retarde encore la formation de la glace d'hiver. Cette rétroaction de l'albédo-glace est l'amplificateur local le plus puissant du réchauffement polaire. De plus, le déclin de la glace marine modifie la productivité des écosystèmes marins en modifiant la disponibilité de la lumière et le mélange des nutriments.

Tendances de température et amplification polaire

Le mécanisme d'amplification

L'amplification polaire fait référence à l'observation selon laquelle les températures de l'air de surface dans les régions polaires augmentent plus rapidement que la moyenne mondiale.Dans l'Arctique, les taux de réchauffement sont deux à quatre fois plus élevés que la moyenne mondiale. Cette amplification découle de multiples processus de rétroaction qui fonctionnent de concert.

Variations saisonnières et régionales

L'amplification est la plus forte en automne et au début de l'hiver, lorsque la perte de glace de mer a le plus d'effet sur l'échange thermique entre l'océan et l'atmosphère. Dans les mers de Barents et de Kara, les taux de réchauffement d'automne dépassent six degrés Celsius par siècle. La périphérie de la nappe glaciaire du Groenland et l'archipel canadien montrent également un réchauffement prononcé.

Attribution et incertitude

Les études d'attribution utilisant des modèles climatiques indiquent que le forçage anthropique des gaz à effet de serre est la cause principale de l'amplification observée dans l'Arctique. Le rôle de la variabilité naturelle, en particulier à partir des cycles océaniques à l'échelle décadale, tels que l'oscillation multidécadale de l'Atlantique, module mais n'excède pas la tendance forcée.

Modèles de circulation atmosphérique et téléconnections

Dynamique du jet polaire

Le courant polaire, bande étroite de vents élevés forts, sépare l'air polaire froid de l'air plus chaud de la latitude moyenne. L'Arctique se réchauffe et le gradient de température entre les pôles et les latitudes moyennes s'affaiblit, mais on s'attend à ce que le courant de jet ralentisse et se multiplie. Cette configuration plus ondulée peut entraîner des phénomènes météorologiques persistants, notamment des périodes de froid prolongées, des vagues de chaleur et des phénomènes de blocage.

Oscillation arctique et oscillation de l'Atlantique Nord

L'oscillation arctique (OA) est le mode dominant de variabilité atmosphérique dans l'extratropie de l'hémisphère Nord. Dans sa phase positive, les hydraux plus forts limitent l'air froid à l'Arctique; dans sa phase négative, l'air froid se déverse vers le sud. Les dernières décennies ont vu une tendance vers des épisodes d'OA plus négatifs, particulièrement en hiver, qui ont contribué à des éclosions de froid en Eurasie et en Amérique du Nord.

Mode annulaire sud et climat antarctique

Dans l'hémisphère Sud, la MAS exerce un contrôle primaire sur la variabilité du climat de l'Antarctique. La phase positive de la MAS, caractérisée par des ouragans plus forts autour de l'Antarctique, est devenue plus fréquente en raison de l'appauvrissement de l'ozone et de l'augmentation des gaz à effet de serre.

Blocage et événements extrêmes

Le blocage atmosphérique, où un système à haute pression demeure quasi stationnaire pendant des jours à des semaines, perturbe le flux normal de l'ouest vers l'est. Le blocage des événements au Groenland ou dans la mer de Béring peut entonner de l'air chaud dans l'Arctique, accélérant la fonte. Inversement, les blocs au-dessus de la Sibérie peuvent envoyer de l'air arctique en Europe et en Amérique du Nord, produisant un froid extrême.

Circulation et transport de chaleur dans les océans

Circulation de renversement méridien de l'Atlantique (AMOC)

L'apport en eau douce provenant de la fonte des plaques glaciaires du Groenland et de l'augmentation du débit des rivières arctiques pourrait ralentir l'AMOC en réduisant la densité des eaux de surface. Un AMOC plus lent réduirait le transport de chaleur vers le nord, ce qui compenserait partiellement le réchauffement de l'Arctique, mais pourrait modifier les modèles du climat et du niveau de la mer en Europe.

Influence de la chaleur des océans sur l'Arctique

L'eau de l'Atlantique qui pénètre dans l'Arctique par le détroit de Fram et l'ouverture de la mer de Barents s'est réchauffée de façon significative depuis les années 1990. Cette infiltration chaude contribue à la fonte de la glace de mer par le bas et retarde le gel de l'automne. L'eau du Pacifique qui pénètre dans le détroit de Bering s'est également réchauffée, affectant la région de la mer de Chukchi. La mesure dans laquelle le transport de chaleur océanique entraîne le changement arctique par rapport à la réponse au forçage atmosphérique est une question clé pour comprendre la perte future de glace.[

Le courant circumpolaire de l'Antarctique, le monde et le no 8217; le plus grand courant océanique, s'est réchauffé plus rapidement que la moyenne océanique mondiale.

Commentaires sur le pergélisol et le cycle du carbone

Le pergélisol réchauffe et dégel

Le pergélisol, sol qui demeure gelé pendant au moins deux années consécutives, sous-tend environ 24 pour cent de la surface terrestre de l'hémisphère Nord. Les zones de pergélisol continuel en Sibérie, en Alaska et dans l'Arctique canadien se réchauffent rapidement, la température augmentant de plus de deux degrés Celsius à de nombreux endroits. L'épaisseur active de la couche, la profondeur du dégel saisonnier, a augmenté dans la plupart des domaines du pergélisol.

Rejet de carbone et rétroaction climatique

Le pergélisol stocke environ 1 500 milliards de tonnes de carbone organique, soit près du double de la quantité actuellement présente dans l'atmosphère. Au moment du dégel du pergélisol, les microbes décomposent cette matière organique, dégageant du dioxyde de carbone et du méthane. Le taux et la forme des rejets de carbone dépendent de la présence de dégel dans des conditions aérobies ou anaérobies.

Changement de paysage et de Thaw abrupt

Les processus de dégel abrupts, comme les baisses de la surface, l'érosion thermique et le drainage des lacs, peuvent libérer rapidement du carbone à court terme. Ces événements abrupts sont mal représentés dans les modèles actuels du système terrestre, ce qui introduit une incertitude importante dans les projections futures du cycle du carbone.

Dynamique des plaques de glace et élévation du niveau de la mer

Perte de masse de la banquise du Groenland

La nappe glaciaire du Groenland a perdu sa masse à un rythme accéléré depuis les années 1990, sous l'effet de la fonte de surface et du déversement dynamique. La fonte de surface se produit maintenant à travers une fraction croissante de la nappe glaciaire, atteignant des altitudes supérieures à 3 000 mètres dans les années de fonte extrême.

Vulnérabilités des plaques de glace de l'Antarctique

La calotte glaciaire de l'Antarctique contient suffisamment de glace pour élever le niveau mondial de la mer de plus de 50 mètres. Alors que la majeure partie du continent demeure froide et stable, la calotte glaciaire de l'Antarctique occidental perd rapidement de sa masse, en particulier dans le secteur de la mer d'Amundsen.

Instabilité des glaces marines

Certaines projections suggèrent que, lorsque les plateaux de glace s'effondrent, les hautes falaises de glace exposées au front de vêlage peuvent devenir mécaniquement instables, à défaut de poids propre. Ce processus, connu sous le nom d'instabilité des falaises de glace marine, pourrait accélérer considérablement la perte de glace des glaciers de l'Antarctique.

Conséquences pour le niveau de la mer

Le niveau moyen mondial de la mer a augmenté d'environ 20 centimètres depuis 1900, avec un taux qui s'est accéléré pour atteindre plus de 3,5 millimètres par an au cours de la dernière décennie. Les glaciers polaires et les glaciers en dehors du Groenland et de l'Antarctique contribuent chacun à environ 1 millimètre par an à l'élévation actuelle du niveau de la mer.

Réponses des écosystèmes et changements biogéochimiques

Perturbation de l'écosystème marin

Dans l'Arctique, le moment saisonnier de la débâcle détermine la floraison du phytoplancton printanier, qui constitue la base du réseau alimentaire marin. Les changements antérieurs de la débâcle entraînent une mauvaise concordance avec les cycles de vie des zooplancton, des poissons et des oiseaux de mer. La réduction de la glace pluriannuelle réduit également l'habitat des algues associées à la glace, ce qui constitue une source de nourriture pour les communautés benthiques en début de saison.

Changements des écosystèmes terrestres

Sur la terre ferme, les températures de réchauffement et le dégel du pergélisol entraînent l'expansion vers le nord des arbustes et des arbres dans les régions de la toundra, un processus appelé écologisation arctique. Cette modification de la végétation modifie l'albédo de surface, l'équilibre énergétique et l'habitat faunique.

Commentaires biogéochimiques

Le réchauffement des sols et le dégel du pergélisol augmentent la disponibilité des nutriments, ce qui peut stimuler la croissance des plantes et compenser partiellement les pertes de carbone. Cependant, l'effet net de ces rétroactions biogéochimiques est susceptible d'amplifier le réchauffement, car le rejet de carbone par décomposition du pergélisol dépasse l'absorption par la croissance accrue de la végétation.

Contraste régional : Arctique contre Antarctique

Différences géographiques fondamentales

L'Arctique est un océan entouré de continents, tandis que l'Antarctique est un continent entouré d'océan. Cette asymétrie géographique influence profondément le comportement climatique. Le bassin clos de l'Arctique et du Pacifique permet aux eaux chaudes de l'Atlantique de pénétrer profondément, tandis que l'Antarctique et le Pacifique ouvert et le fort courant circumpolaire isolent le continent des eaux plus chaudes.

Tendances divergentes des glaces de mer

La glace de mer de l'Antarctique a atteint des sommets records en 2014 avant de décliner brusquement pour atteindre des sommets records en 2016-2017 et de nouveau en 2022-2023. Cette variabilité est liée aux changements dans la MAS, la stratification océanique et l'apport en eau douce des plates-formes de glace. Les facteurs fondamentaux diffèrent, la perte de glace de mer de l'Arctique étant principalement attribuable au forçage des serres et la variabilité de l'Antarctique plus influencée par les changements naturels et liés à la circulation de l'ozone.

Différents points forts de la rétroaction

La rétroaction des albédo-glace est très présente dans l'Arctique en raison de la grande zone de glace marine saisonnière et de la présence de surfaces océaniques sombres. En Antarctique, la nappe glaciaire et le no 8217;s est maintenu toute l'année, et la glace de mer est entourée d'eaux froides, ce qui rend la rétroaction des albédo moins efficace dans l'hémisphère sud.

Défis d'observation et nouvelles capacités

Télédétection par satellite

Les missions ICESat et ICESat-2, ainsi que l'ESA et le CryoSat-2, fournissent des mesures altimétriques de la calotte glaciaire et de l'épaisseur de la glace de mer. Les missions gravitationnelles GRACE et GRACE-FO permettent de mesurer directement les changements de masse de la calotte glaciaire. De nouvelles missions satellites, notamment le radar d'ouverture synthétique NASA-ISRO (NISAR) et la mission européenne CIMR, amélioreront les capacités de surveillance.

Réseaux de surveillance in situ

L'Observatoire multidisciplinaire de dérive pour l'étude du climat arctique (MOSaiC), qui a passé une année à dériver avec la glace de mer arctique, a fourni des données sans précédent sur le système air-picé-océan. En Antarctique, le réseau de recherche écologique à long terme (LTER) et les programmes de surveillance des plates-formes de glace suivent les changements continus.

Défis de la modélisation et de la prévision

Les modèles climatiques continuent à s'améliorer, mais ils se heurtent à certains processus polaires. L'initialisation de l'épaisseur de la glace de mer, les rétroactions des nuages et la dynamique du carbone du pergélisol demeurent des sources d'incertitude.

Incidences sociopolitiques et géopolitiques

Infrastructure et adaptation communautaire

Les efforts de réinstallation, comme le déménagement prévu de Shishmaref, en Alaska, comportent des défis sociaux, juridiques et logistiques complexes. L'infrastructure construite sur le pergélisol, y compris les routes, les pipelines et les bâtiments, nécessite des travaux d'entretien coûteux et une refonte à mesure que le sol se trouve sous ses décongélations.

Accès aux ressources et expédition

La perte de glace de mer ouvre de nouvelles possibilités d'extraction des ressources et de transport maritime. La Route de la mer du Nord le long de la Russie et de la 8217; la côte arctique est de plus en plus navigable, ce qui raccourcit les distances de navigation entre l'Asie et l'Europe.

Tensions géopolitiques et coopération

Le Conseil de l'Arctique, principal forum intergouvernemental de coopération dans l'Arctique, a facilité la collaboration scientifique et la coordination des politiques. Toutefois, les tensions géopolitiques, notamment celles qui découlent de la guerre en Ukraine et de la concurrence stratégique dans la région arctique, ont mis à rude épreuve certains mécanismes de coopération.

Projections et incertitudes futures

Résultats du scénario CMIP6

Les dernières projections du projet de comparaison mixte de modèles (CMIP6) indiquent que, dans les scénarios à forte émission, l'Arctique pourrait être presque exempt de glace de mer en septembre dès les années 2030. Dans les scénarios à faible émission, la glace d'été pourrait persister jusqu'à la fin du siècle. La perte de masse des nappes glaciaires du Groenland devrait se poursuivre, ce qui devrait contribuer à une élévation de 10 à 20 centimètres du niveau de la mer de 2100 dans des scénarios modérés.

Points de basculement et irréversibilité

Plusieurs composantes polaires du climat présentent un comportement de seuil qui pourrait entraîner des changements irréversibles. La perte de glace de mer de plusieurs années dans l'Arctique peut être effectivement irréversible sur les échelles de temps humaines, comme les écluses de rétroaction glace-albédo dans la fonte continue. La retraite de la nappe glaciaire de l'Antarctique occidental dans le secteur de la mer d'Amundsen peut déjà être dépassée, avec une retraite continue engagée indépendamment des émissions futures.

Frontières de la recherche

Les priorités de recherche sont notamment d'améliorer la représentation des processus de nuage et d'aérosol dans les modèles polaires, de quantifier le rôle du transport de chaleur dans la fonte des glaces, de mettre au point des systèmes d'alerte précoce pour les points de basculement et d'intégrer les perspectives en sciences sociales dans la planification de l'adaptation.

Conclusion

Les changements climatiques polaires et les tendances sont régis par une interaction complexe entre la dynamique des glaces de mer, la circulation des océans, les modèles atmosphériques et les rétroactions biogéochimiques. L'Arctique subit des changements rapides et bien documentés qui affectent déjà le niveau mondial de la mer, les modèles météorologiques et les écosystèmes. L'Antarctique, bien qu'il soit plus variable et moins immédiatement réceptif au réchauffement, peut entraîner des changements irréversibles à grande échelle à plus long terme. Les principaux modèles identifiés ici et dans le numéro 8212; le déclin de la glace de mer, l'amplification des glaces polaires, les changements de circulation et les rétroactions sur le cycle du carbone et dans le numéro 8212; ne sont pas indépendants; ils interagissent de façon à accélérer ou à moduler les changements.