La réponse de la calotte glaciaire groenlandaise au réchauffement anthropique constitue une des grandes interrogations scientifiques des dernières dizaines d’années, d’autant plus que la zone polaire arctique s’échauffe approximativement quatre fois plus vite que la tendance globale.
Chaque année, la calotte perd de la masse, et la banquise disparaît de plus en plus vite en été.
Les spécialistes s’accordent sur le fait que cette calotte ne pourrait subsister à long terme sur une Terre à +5°C, celle d’il y a plus de 10 millions d’années. Sa fonte complète élèverait de +7,2 m environ le niveau marin moyen. Ce serait la totalité des zones côtières et des plus grandes villes qui se verraient impactées, des centaines de millions d’habitants dont le cadre de vie disparaîtrait.
Toutefois l’inertie des calottes de glace est considérable : les données paléoclimatiques et la modélisation à long terme des calottes glaciaires concourent à montrer qu’une fonte de la calotte groenlandaise de plusieurs mètres d’équivalent niveau de la mer n’apparaît concevable, même avec les scénarios les plus extrêmes, qu’à l’échelle de plusieurs centaines d’années. Le GIEC, dans son rapport AR5 (1) envisage pour la fin du siècle et suivant les scénarios climatiques, une fonte limitée à 20 à 30 cm équivalent niveau de la mer, mais en utilisant des modèles encore loin de pouvoir prendre en compte tous les processus significatifs des interactions glace climat. La presse, de son coté, s’est fait l’écho cette année de propos alarmistes sur des déséquilibres «irréversibles» des glaciers groenlandais.

Qu’en est-il ?

La calotte glaciaire, étendue sur 20° de latitude entre 61°et 81° de latitude nord, couvre environ 80% du territoire groenlandais, avec un volume voisin de 2,8 millions de km3 (soit une masse voisine de 2,5 millions de Gt) et une surface voisine de 1,7 millions de km2 (soit une épaisseur moyenne de 1 600 m) . Elle est installée dans une vaste cuvette s’enfonçant jusqu’à quelques centaines de mètres sous la surface de la mer, entourée d’un bourrelet de plateaux et montagnes de 500 à 2 000 m environ d’altitude, topographie dictée par les ré-équilibrages de la croûte terrestre sous le poids de la masse glaciaire. La calotte s'ouvre vers la mer par des glaciers entaillant ce bourrelet périphérique. Ils alimentent généralement des banquises flottantes dans des fjords, quand ils n’ont pas régressé, ancrés sur le socle en amont des fjords. 

 Carte de la calotte glaciaire groenlandaise

Figure 1A : Épaisseur de la calotte groenlandaise
Figure1B  : Topographie du socle, adaptées de wikipedia-Inlandsis du Groenland.
Figure 1C : Topographie de la calotte et distribution des glaciers périphériques (MNT SRTM à 90 m), communication P. Chevallier

Cette calotte est apparue progressivement, comme les autres calottes arctiques (nord-américaines et européennes), il y a moins de 10 millions d’années, en conséquence du refroidissement de la surface terrestre (de l’ordre de 10°C) qui a accompagné l’Ère Tertiaire (2) . Les surfaces couvertes par ces calottes, se sont progressivement étendues vers les latitudes plus basses avec l’accentuation des périodes froides des derniers millions d’années. La calotte groenlandaise est devenue semi-permanente il y a environ 3 millions d’années (le Pliocène), son volume étant modulé, comme celui des autres calottes polaires, par les variations climatiques liées aux oscillations des paramètres astronomiques de l’orbite de la Terre autour du soleil (3). Lors des principaux interglaciaires du dernier million d’années (le Pléistocène), périodes pendant laquelle les températures globales étaient supérieures de +2 à +4°C à la référence préindustrielle, le volume de la calotte groenlandaise pourrait avoir temporairement décru jusqu’à moins de 50% du volume actuel, avec une contribution de quelques mètres sur la montée du niveau de la mer (4), mais les données disponibles restent en partie ambiguës, et la modélisation très fragmentaire. Les mêmes incertitudes existent pour le dernier interglaciaire, il y a 125 000 ans (5).

Les calottes Nord-Américaines et Européennes, elles, ont disparu à chaque interglaciaire, comme c’est le cas actuellement, pour ne laisser que quelques glaciers isolés en montagne et aux latitudes les plus nordiques. La plus grande réactivité de ces calottes se retrouve aussi en période glaciaire : la calotte Groenlandaise ne gagne alors qu’environ 50 % de volume par rapport à l’actuel (-3 à -4 m d’équivalent niveau de la mer), alors que les calottes américaines et européennes stockent ensemble pas loin de 100 m d’équivalent niveau de la mer à leur maximum d’extension. Nous sortirions progressivement de l’interglaciaire actuel, avec une nouvelle glaciation dans plusieurs dizaines de milliers d’années, si le réchauffement actuel d’origine anthropique n’en avait interrompu, au moins provisoirement, l’évolution.

Comme pour tout glacier, la glace de la calotte est formée à partir de l'accumulation des neiges, et disparaît par la fonte estivale et l’écoulement progressif vers les vallées. La calotte se développe dans une zone pour laquelle l’apport (glaces fluant de l’amont et chutes de neige hivernales) dépasse l’export (écoulement vers l’aval de la glace et de l’eau de fonte estivale). Sa croissance est donc favorisée par l’abondance des chutes de neige en période froide. Neige et glace sont érodées par la fonte estivale de surface (ou par la fonte basale si le sous bassement (socle ou marin) est suffisamment chaud) et l’écoulement des eaux de fonte, et par le glissement des masses glaciaires vers l'océan. La vitesse de glissement du glacier dépend de sa structure (liée à son histoire), sa température (qui agit sur les propriétés mécaniques de la glace), de son poids (l’épaisseur de la glace), de la pente (faible ou même inversée dans les zones centrales, souvent forte en bordure périphérique), des frictions basales (modulées en particulier par l’existence d’eau liquide à la base), et d’obstacles éventuels au glissement (par exemple si le glacier butte sur une autre plateforme glaciaire ou s’accroche sur un sous-bassement rocheux).

Considérons d’abord les bilans de surface accumulation de neige versus fonte estivale. Les précipitations neigeuses sont absentes des zones soumises à l’air polaire hivernal, sec et très froid, en grande partie issu de la stratosphère. La croissance des calottes uniquement sous leur influence est nulle. La neige ne tombe qu’associée à la pénétration de fronts dépressionnaires d’air plus chaud et humide, issus des latitudes plus basses ou de systèmes ayant échangé avec des eaux océaniques chaudes. La température moyenne de l’air au-dessus de la calotte ne joue donc pas le même rôle si elle est froide (en dessous de -20°C à -10°C) ou plus chaude. Tant qu’elle est froide, la probabilité de fortes chutes de neige augmente avec la température moyenne annuelle. Mais le nombre de jours de dégel augmente aussi. Au cours d’une période de réchauffement climatique comme l’actuel le basculement entre excès d’accumulation (donc croissance) et excès de fonte (donc décroissance) dépend de la variabilité saisonnière des températures et de la climatologie. Exprimée dans une relation bilan glaciaire local par rapport à la température moyenne annuelle, Ruddiman plaçait cette ligne d’équilibre entre -5°C et -10°C, la fonte de la calotte accélérant rapidement au-dessus de cette limite (Figure 2).

Dynamique calottes glaciaires.
Figure 2 : schéma général de la dynamique des calottes glaciaires : Balance de masse en fonction de la température moyenne annuelle, repris à partir des travaux de Ruddiman et d’Oesterman (6) (en bleu le domaine de croissance, en rouge celui de fonte), sur lequel sont replacés les domaines approchés de la variabilité climatiques de la calotte groenlandaise actuelle, pour la zone centrale (en vert) et la périphérie (en orange)

Avec une température moyenne annuelle entre -5°C et -10°C limitée uniquement aux zones proches des bordures marines, et plus près de -20°C au centre, la calotte groenlandaise devrait suivant ce schéma être essentiellement stable ou en croissance. Les simulations de balance de masse de surface (accumulations neigeuses - fonte superficielle) réalisées dans le cadre du programme international CMIP6 (7a) montrent que c’est le cas actuellement, avec un excès de la balance de surface voisin de 300 Gt/an. Le passage à un bilan superficiel déficitaire est prévu autour de 2050. Par contre, le schéma de Ruddiman ne prend pas en compte l’écoulement glaciaire qui joue en fait un rôle considérable pour la calotte groenlandaise 7b).

La zone particulièrement sensible au contrôle des écoulements glaciaires est celle de l’interface entre la calotte centrale, ancrée sur son socle rocheux, à écoulement lent (de l’ordre de quelques cm à quelques m/an), mais qui constitue l’essentiel de la masse glaciaire et les fleuves glaciaires et glaciers périphériques qu’elle alimente, qui peuvent s’écouler localement à des vitesses dépassant le km/an (8)  : comme nous l’avons vu, l’écoulement de ces glaciers et «fleuves glaciaires» est contraint par leur pente (souvent forte, à la sortie du bourrelet périphérique) et la température (plus élevée à l’approche de la mer). La géométrie en U des vallées glaciaires sous-jacentes, rabotées par l’érosion glaciaire depuis des millions d’années, et dont la base est proche du niveau de la mer souvent jusqu’à plus de 100 km à l’intérieur des côtes facilite aussi l’écoulement (9). Ce sont ces glaciers qui alimentent les plateformes glaciaires flottantes périphériques.

Alors que les vitesses d’écoulement de la partie centrale de la calotte ont tendance à diminuer depuis l’an 2000, les vitesses d’écoulement dans les zones alimentant des banquises flottantes ont, elles, tendance à accélérer, en lien avec le réchauffement des eaux périphériques (10) : Les banquises fondent au contact des eaux océaniques, deviennent plus fragiles et se libèrent ainsi d’une partie de leurs ancrages sur le socle rocheux, facilitant la formation d’icebergs. Cette érosion facilite l’écoulement des glaciers en amont, les flux à l’interface glacier ancré/banquise flottante dépendant fortement de l’épaisseur de glace à l’interface (11).

Du fait des incertitudes sur la stabilité de la calotte groenlandaise face au réchauffement climatique, elle fait l'objet de nombreuses études, en particulier par satellites, mais aussi par radar et lidar aéroportés, depuis les années 1990. Une attention particulière est portée sur la continuité des observations de suivi de l'évolution des vitesses d'écoulement, de l'altimétrie, de la gravimétrie, et de la cartographie des fontes estivales. (encart satellites d’observation).

 

L’observation de la calotte groenlandaise par satellites à orbite polaire

Après les premières informations obtenues par les satellites imageurs optiques au-début des années 1960, les premières mesures dédiées à l’observation des glaces remontent au début des années 1990. L’imagerie optique a en effet vite été jugée trop limitée, car elle n’est pas utilisable pendant la nuit polaire et en présence de nuages.

Trois types de mesures sont principalement utilisés :

L’imagerie radar à synthèse d’ouverture (SAR) permet, par suivi temporel, de cartographier l’évolution des limites englacées, et de visualiser les changements de distribution d’éléments reconnaissables de la surface glaciaire, et ainsi des vitesses d’écoulement des glaciers. La technologie SAR permet de plus, grâce au mode interférométrique de mesurer directement des variations d’altitude de la surface de glace. En Europe les missions ERS1 et 2, ENVISAT puis aujourd’hui Sentinelle 1 (Programme Copernicus) ont permis un suivi quasi continu des glaces des calottes polaires depuis 1991, en complément d’autres missions comme RADARSAT (Canada) observant en particulier les glaces depuis 1995.

L'altimétrie, radar ou optique (lidar), permet de mesurer le profil de variation le long de la trace du satellite de l’altitude de la surface des glaces. Cette altitude est déduite de leur distance à la surface d’un satellite dont l’altitude est connue en permanence de façon précise. La distance peut-être mesurée par lidar (NASA ICESAT 2003-2009 puis ICESAT 2 2018- ) ou par radar altimètre, altimètres multi missions (ESA ERS1-2, ENVISAT puis Sentinelle 3 du programme Européen Copernicus) et tout particulièrement par la mission CRYOSAT 2 (ESA 2010- ) dont l’instrument radar a été optimisé pour les mesures sur glace (mode interférométrique) et l’orbite choisie pour le suivi des zones polaires (inclinaison de 92°).

La gravimétrie permet de mesurer les variations de la répartition des masses de la terre : la mission GRACE (NASA et DLR, 2002-2017) suivie de GRACE-FO (lancé en 2017) fonctionne avec 2 satellites qui orbitent en tandem et mesurent les variations de leur distance respectives dues aux variations de la gravité locale. Au-dessus des zones polaires ces satellites fournissent ainsi très directement les changements affectant les masses de glace (répartition, fonte ou accumulation).

Bulletin 2014 World Meteorological Organization

 

Le bilan de masse total, différence entre l'accumulation de neige, et l'export dû à la fonte et aux écoulements hors des zones ancrées sur le socle continental, a ainsi pu être reconstitué à partir de 1972 pour les différentes zones du Groenland, en regroupant l'ensemble des données satellitaires disponibles depuis le programme Landsat (et celles de type altimétrie, vélocité puis gravimétriques pour les années plus récentes) et en les traitant grâce à des modèles climatiques régionaux7(Mouginot et al. 2019). Une grande variabilité décennale et régionale des bilans de masse de surface apparaît sur cette période, liée à la fois à l’apport plus ou moins important de neige issue des dépressions sub-polaires ou au contraire à des fontes estivales exceptionnelles (comme pour l’été 2019). Cette variabilité s'ajoute à une tendance marquée à la baisse de la masse glaciaire depuis les années 1980, tendance surtout marquée après 2000, avec un export de glace voisin de 500 Gt/an depuis 2010. Sur l'ensemble de la période 1972-2018, le Groenland aurait contribué pour 14 mm à la hausse du niveau de la mer global, 2/3 de cette valeur étant liée à l'augmentation de l'écoulement glaciaire, et 1/3 à la diminution du bilan de masse lié à la fonte en surface. En ce qui concerne l'aspect régional, les auteurs de cette étude montrent l'importance de plus en plus grande que prennent les écoulements glaciaires du nord du Groenland, là où le réservoir de glace est le plus large (ce ne sont pas forcément de bonnes nouvelles pour les dizaines d'années à venir) (12).

 Il faut toutefois signaler l'importance des incertitudes dans les reconstitutions de bilan de masse et leur évolution, ce qui limite les possibilités de prédiction de l'évolution à long terme de la calotte Groenlandaise. Une des principales causes d’incertitude dérive de l'insuffisance des connaissances sur les réajustements verticaux de la croûte sous glaciaire à la suite des changements de pression (épaisseur de glace) liés à l’évolution des périodes de croissance et fonte passées, ces réajustements intégrant l’ensemble de l’histoire de la calotte depuis la dernière déglaciation, il y a plus de 10 000 ans. La seconde source majeur d’incertitudes vient de la difficulté de quantifier de façon précise les rétroactions entre dynamiques océaniques, atmosphériques et glaciaires aux différentes échelles de temps. La synthèse des prédictions résultant des différents modèles climatiques et glaciaires réalisée en 2020 par Marzeion et al (13) donnerait, suivant les scénarios, une contribution de 5 à 10 cm à l’augmentation globale du niveau de la mer pour 2100 (elle-même de 0,8 à 1,6 m entre les scénarios les plus contraignant (RCP2,6 voir Scénarios GIEC) et les moins contraignant (RCP8,5). Une modélisation plus détaillée de l’écoulement des fleuves de glace a été publiée en 2019 (14), forcée par les distributions de températures issues des modèles GCM CMIP5 et des scénarios du GIEC pour 2100, extrapolés en s’appuyant sur les expériences CMIP 5 poussées jusqu’à 2300. Suivant les scénarios, la fonte de la calotte provoquerait une montée du niveau de la mer de 5 à 33 cm en fin de siècle. Les différences du simple au triple pour le scénario RCP8,5 entre ces deux synthèses donne une idée des incertitudes encore présentes dans ces estimations. Mais quels que soient les chiffres finaux, les impacts liés au réchauffement arctique et à la fonte ainsi estimée seront considérables tant pour les populations et l’économie du Groenland et des nations périphériques, que pour l’environnement et la climatologie arctiques.

Enfin, bien que l’impact global en terme de niveau de la mer resterait assez limité au cours du XXIème siècle, on peut toutefois craindre, comme signalé en introduction, que la déglaciation du Groenland ne devienne quasi complète à l’échelle des prochains millénaires en l’absence de fortes mesures d’atténuation des émissions. 


Notes

1 IPCC. Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (Cambridge Univ. Press, 2013). 

2 Les fluctuations climatiques à grande échelle sont attribuées aux interactions entre évolution tectonique et climatique globale. Le refroidissement progressif de l’Ère Tertiaire fait suite au démantèlement depuis le Trias des super-continents issus de la Pangée. L’ouverture de l’Océan Atlantique, de l’océan Indien et la migration vers le pôle sud du continent Antarctique a permis le développement d’une circulation océanique péri-Antarctique et l’apparition de la calotte Antarctique il y a environ 30 millions d’années. La disparition de la grande boucle équatoriale de circulation des eaux de surface et intermédiaire séparant les continents américains nord et sud d’une part, et l’Afrique du bloc Europe-Asie d’autre part a accompagné l’évolution vers la distribution continentale actuelle, il y a environ 3 millions d’années.

3 L’alternance des épisodes glaciaires/interglaciaires du dernier million d’années et les changements climatiques associés ont été étudiés à partir des forages sédimentaires réalisées dans les différents bassins océaniques et le forage de glace de Vostok en Antarctique, complétés par de très nombreuses autres données pour les derniers 100 à 200 00 ans. Cette alternance est principalement modulée par les oscillations de l’orbite terrestre autour du soleil et les changements de l’insolation estivale aux hautes latitudes de quelques dizaines de W/m2 qui en résultent (cycles de « Milankovitch » avec des périodicités voisines de 20 et 40 000 ans, voir la FAQ). Le creusement par l’érosion à long terme des lits et pénéplaines glaciaires a facilité l’étalement des calottes et leur stabilité, permettant la succession des grands cycles glaciaires interglaciaires de 100 000 ans de périodicité qui ont rythmé les derniers 600 000 ans. Lors des périodes de plus basse insolation estivale, les calottes s’étendent vers les latitudes moins septentrionales (en particulier sur les continents nord-américain et européens), pour régresser fortement, au contraire, lors des pics d’insolation estivale à hautes latitudes. Le début du dernier interglaciaire, il y a 125 000 ans, correspond à un maximum d’insolation estivale de l’hémisphère nord (autour de +60 w/m2 par rapport à l’actuel, en juin à notre latitude), lié au cycle de précession (24 000 ans), qui était approximativement en phase avec un maximum d‘inclinaison de l’axe de rotation (cycle de 40 000 ans) et un maximum d’excentricité de l’orbite terrestre (cycles de 100 et 400 000 ans). L’interglaciaire actuel, débuté il y a 10 000 ans, correspond à un maximum d’insolation estivale sur l’hémisphère nord (autour de 40 W/m2 par rapport à l’actuel, en juin à notre latitude) lié à l’obliquité et la précession, mais pour lequel l’excentricité est à son minimum.

4 Schaeffer et al Greenland was nearly ice-free for extended periods during the Pleistocene, Nature, 540, 252, 2016

5 Oppenheimer, M., B.C. Glavovic , J. Hinkel, R. van de Wal, A.K. Magnan, A. Abd-Elgawad, R. Cai, M. Cifuentes-Jara, R.M. DeConto, T. Ghosh, J. Hay, F. Isla, B. Marzeion, B. Meyssignac, and Z. Sebesvari, 2019: Sea Level Rise and Implications for Low-Lying Islands, Coasts and Communities. In: IPCC Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate [H.-O. Pörtner, D.C. Roberts, V. Masson-Delmotte, P. Zhai, M. Tignor, E. Poloczanska, K. Mintenbeck, A. Alegría, M. Nicolai, A. Okem, J. Petzold, B. Rama, N.M. Weyer (eds.)].

6 Figure adaptée de la Figure 10-1 in W.F. Ruddiman Earth’s Climate Past and Future ED W.H. Freeman and Company N.Y. 2001, à partir de J. Oerlemans “The role of Ice Sheets in the Pleistocene Climate” Norsk Geologisk Tidsskrift 71 (1991) 155-61

7a Hofer et al. Greater Greenland Ice Sheet contribution to global sea level rise in CMIP6 NATURE COMMUNICATIONS (2020) 11:6289 //doi.org/10.1038/s41467-020-20011-8 

7b J. Mouginot, et al. Forty-six years of Greenland Ice Sheet mass balance from 1972 to 2018. PNAS (2019 ) vol. 116 no. 19 9239–9244 doi/10.1073/pnas.190424ant2116 )

8 Peyaud V. Rôle de la dynamique des calottes glaciaires dans les grands changements climatiques des périodes glaciaires-interglaciaires. Climatologie. Université Joseph-Fourier - Grenoble I, 2006.

9 Morlighem, M et al. Deeply incised submarine glacial valleys beneath the Greenland ice sheet Nat. Geosci. MAY 2014, DOI: 10.1038/NGEO2167

10 Tedstone, A., Nienow, P., Gourmelen, N. et al. Decadal slowdown of a land-terminating sector of the Greenland Ice Sheet despite warming. Nature 526, 692–695 (2015). https://doi.org/10.1038/nature15722

11 Schoof C. Ice sheet grounding line dynamics: Steady states, stability, and hysteresis Journal of Geophysical Research, V. 112, F03S28, doi:10.1029/2006JF000664, 2007
Rignot, E. and 6 others. 2008. Recent Antarctic ice mass loss from radar interferometry and regional climate modelling. Nature Geosci., 1(2), 106–110

12 Les médias ont répercuté cet été 2020 des nouvelles assez « catastrophistes » de la fonte de la calotte, qui serait devenue « irréversible ». Cette inquiétude est liée à une interprétation incomplète de l’étude sur la dynamique des glaciers côtiers réalisée par King et ses coauteurs (ref ci-dessous). Ils montrent, à partir d’une nouvelle synthèse de données prenant en compte en particulier les déplacements des falaises frontales glaciaires en limite marine, que celles-ci régressent de plus en plus vite vers l’intérieur des fjords sous l’influence du réchauffement côtier (14% d’accélération en 30 ans, surtout après les années 2000). L’écoulement des glaciers périphériques s’est accéléré en réponse (en particulier dans la période 2000-2003). Cette érosion apparaît relativement constante depuis 2003, ce qui fait penser aux auteurs que ce nouveau régime d’érosion des glaciers côtiers peut se poursuivre indépendamment du forçage climatique. Mais nulle part, les auteurs envisagent que ce processus se transmette à l’ensemble des glaciers ancrés sur le socle des zones centrales de la calotte, et annonce sa destruction finale!
Michalea D. King, Ian M. Howat, Salvatore G. Candela, Myoung J. Noh, Seonsgu Jeong, Brice P. Y. Noël, Michiel R. van den Broeke, Bert Wouter & Adelaide Negrete Dynamic ice loss from the Greenland Ice Sheet driven by sustained glacier retreat. Communication Earth and Environment (2020) 1:1 //doi.org/10.1038/s43247-020-0001-2

13 Marzeion, B., Hock, R., Anderson, B., Bliss, A., Champollion, N., Fujita, K., et al. (2020). Partitioning the uncertainty of ensemble projections of global glacier mass change. Earth's Future. 8, e2019EF001470. https://doi. org/10.1029/2019EF001470

14 Aschwanden A. et al Contribution of the Greenland Ice Sheet to sea level over the next millennium Sci. Adv. 2019;5: eaav9396 19 June 2019