Vulnérabilité observée de la plate-forme de glace de Filchner-Ronne à l’afflux d’eau profonde chaude par le vent

Eau chaude au front de la plate-forme de glace de Filchner

Deux mouillages océanographiques, MNORTH et MSOUTH, ont été effectués de janvier 2013 à 2014 sur le flanc est de la FD à 77 ° S (500 m de profondeur) et 78°S (700 m de profondeur), et enregistré l’arrivée d’une impulsion d’eau chaude (Fig. 2 bis, c). L’eau chaude est un mélange de WDW et d’eau de surface, et est plus froide que la WDW trouvée sur étagère. Le pouls chaud atteint le nord à la mi-janvier, lorsqu’il a été observé à 350 m de profondeur au-dessus d’une couche d’ISW de 100 m d’épaisseur. La première arrivée sporadique d’eau chaude au front FIS (MSOUTH) se produit début mars avec une présence plus persistante et plus profonde à partir de la fin du mois. Le 8 avril, la couche chaude s’approfondit soudainement à 450 m, suivie d’un deuxième approfondissement à 500 m 1 semaine plus tard. Les propriétés de l’afflux chaud s’érodent lentement et, à partir du mois de mai, la température à l’emplacement d’amarrage est à nouveau au point de congélation de surface ou au-dessous de celui-ci. L’eau chaude est présente au nord jusqu’au début du mois de juin.

Figure 2 : Observations en 2013.
 figure2

Contours des vecteurs de température et de courant (les 30 derniers jours passés à basse altitude) à (a–c) MNORTH et (b–d) MSOUTH. Les profondeurs du capteur (température) sont indiquées sur l’axe droit et l’isotherme de -1,7 °C délimitant l’Eau Profonde Chaude Modifiée est mis en évidence. (e) Le long du courant de pente au nord, et le vent observé à Halley le long de l’axe principal du vent (section Méthodes). Les valeurs positives indiquent le vent du nord et du sud-ouest (c’est-à-dire du nord-ouest), respectivement. Notez que l’axe du vent est inversé. Les lignes en pointillés en a et c indiquent la profondeur des mesures des courants affichées en b, d et e, et la période des observations actuelles discutées dans le texte, les lignes grises en a et c indiquent la profondeur du fond de la mer et les carrés noirs en e marquent les épisodes de quasi-coup de vent avant mars.

Tous les profils de température et de salinité disponibles à l’avant du FIS sont représentés à la Fig. 3, indiquant qu’aucun WDW n’a déjà été observé au front de glace. Dans cette zone, les observations des navires ne sont effectuées qu’en été (de janvier à début mars), probablement trop tôt dans la saison pour que de l’eau chaude soit arrivée sur le front de glace. De février à septembre 2011, cependant, un ensemble de profils océanographiques a été collecté par un phoque de Weddell diligent à proximité de MSOUTH (réf. 18). Les profils montrent qu’en 2011, l’afflux chaud, bien qu’il soit présent au seuil 13, n’atteint pas le front de la FIS. De l’eau chaude plus élevée dans la colonne d’eau a été observée près du front de glace en mars 2011 (réf. 18) (et aussi précédemment 16) mais il s’agit d’eau de surface relativement fraîche chauffée par le rayonnement solaire pendant l’été, et elle est trop peu profonde pour accéder à la cavité de la plate-forme glaciaire.

Figure 3 : Observations historiques du front de glace de Filchner.
 figure3

( a) Données de MSOUTH de 375 m de profondeur en 2013 (points rouges) et profils hydrographiques du front de glace de Filchner recueillis par un phoque de Weddell de février à octobre 2011 (points noirs) et par bateau (au sud de 77,5S) pendant les étés 1973-2013 (points gris). Seules les données de profondeurs supérieures à 200 m sont incluses. Les lignes marquées en pointillés montrent des isopycnales référencées à la pression de surface et la ligne noire montre le point de congélation de surface. Les propriétés θ/S approximatives des masses d’eau trouvées dans la région sont indiquées: Eaux de surface de l’Antarctique (ASW); eaux du plateau oriental (ESW); eaux du plateau à haute salinité (HSSW); Eaux du Plateau Glaciaire (ISW); Eaux Profondes Chaudes Modifiées (MWDW); eaux d’hiver (WW). Le WDW trouvé sur l’étagère a S≈34,65, θ≈0,5 et est hors de l’échelle. b) Carte indiquant l’emplacement des profils MSOUTH (étoile rouge) et CTD (points colorés). c) Histogramme montrant la distribution temporelle des profils CTD du navire (gris) et du phoque (noir). La ligne rouge indique la durée de l’enregistrement MSOUTH. La période pendant laquelle des WDW modifiés ont été observés à MSOUTH est marquée en rouge.

Le courant côtier entraîné par le vent

L’afflux chaud par FD qui conduit à l’augmentation spectaculaire des taux de fonte de base dans les prédictions de réf. 8 est causée par une redirection du courant côtier s’écoulant vers l’ouest le long de la côte sud de la mer de Weddell (Fig. 1). En amont du FD, le courant côtier est fusionné avec le courant du Front de pente antarctique et présente une forte composante barotropique19 qui est mise en place par les vents dominants d’est (Fig. supplémentaire. 1a) et le transport Ekman qui converge vers la côte. Lorsque le plateau continental s’élargit à 27° Ouest, le courant côtier bifurque : la branche intérieure suit la côte 6 et la branche extérieure continue le long de la rupture du plateau continental20.

Les courants observés à MNORTH suggèrent que le courant bifurque une seconde fois : en atteignant les isobathes divergents du FD, une partie du courant est déviée vers le sud le long du flanc est de la Dépression, transportant l’eau chaude présente à la rupture du plateau en été vers le front FIS. Le flux observé vers le sud à MNORTH est très variable et fortement affecté par le vent en amont le long de la côte observé, par exemple à la station de recherche de Halley toute proche (Fig. 2e, Figures supplémentaires 1-2). Lors d’épisodes de vent fort, par exemple, en avril et début juin (fig. 1b), le courant vers le sud au nord dépasse 0,15 m s-1, par rapport à la valeur moyenne de 0,03–0,04 m s−1. Le décalage de 16 h (r = -0,47, p < 0,01) entre le vent et le courant correspond au décalage typique de 0,5-1.0 jours observés dans d’autres régions où l’on trouve des courants de pente entraînés directement par le vent21,22.

L’effet des forts vents d’est est donc double et dépend de l’échelle de temps considérée: sur des échelles de temps plus longues (mensuelles), il déprime la thermocline au-dessus du versant continental, coupant l’afflux d’eau chaude vers le plateau continental. Sur des échelles de temps plus courtes (quotidiennes), il renforce le courant côtier et améliore le transport vers le sud de l’eau chaude disponible sur le plateau. La réponse baroclinique, c’est-à-dire la dépression de la pycnocline, dépend donc du vent moyen, tandis que la réponse du courant barotrope reflète la variabilité quotidienne du forçage atmosphérique. Une combinaison de vents généralement faibles d’est, conduisant à une relaxation de la pycnocline, interrompue par des événements de vent courts et intenses, créant de forts courants barotropes, permettrait à l’eau chaude d’atteindre le front FIS.

L’eau chaude en 2011 et 2013

Les différences de forçage du vent peuvent expliquer les différences dans les observations entre 2011 et 2013. La contrainte moyenne du vent en novembre-décembre était plus faible (Fig. 4a) en 2013 qu’en 2011. Dans le même temps, le vent était plus variable en 2013 (Fig. 4b, Fig. supplémentaire. 3 et Note supplémentaire 1) : il y a eu trois épisodes de quasi–coup de vent à Halley en janvier-février 2013, aucun durant la même période en 2011. Les vents faibles de 2013 ont potentiellement permis une thermocline peu profonde et un important afflux chaud au début de l’été qui a ensuite été advecté vers le sud par les courants entraînés par le vent, atteignant le front FIS à quelque 350 km au sud environ 3 mois plus tard. Le préconditionnement au-dessus de la pente et le haut-fond de la thermocline au printemps et au début de l’été sont probablement le facteur le plus important, permettant aux courants barotropes et aux échanges de foucault de transporter de l’eau chaude sur le plateau continental.

Figure 4 : Comparaison des années 2011 et 2013.
 figure4

Diagrammes à cases de la moyenne mensuelle (a) de la contrainte du vent et (b) de la variance du vent le long de l’axe principal du vent à partir de Halley (voir la section f et méthodes). Chaque case indique les 25e et 75e percentile (bords) et la médiane sur 36 ans de données (1978-2014). Les moustaches indiquent la plage des données, en excluant les valeurs aberrantes (noires). Les valeurs de 2011 sont affichées en bleu et les valeurs de 2013 en rouge. c) Concentration moyenne de glace de mer (réf. 33) dans la région de Filchner (74-78° S, 25-45° W, lignes pointillées) et de la région de pente en amont (11-25° W, moins de 3 500 m). Des boîtes pour la concentration de glace sont représentées sur la Fig. 4. Profils de (d) température potentielle et (e) salinité obtenus sur le plateau continental à l’est de la DF en 2011 par les phoques (bleu) et du navire (bleu clair) et du navire en 2013 (rouge). Seuls les profils collectés avant le 31 mars de chaque année sont inclus. La fine ligne grise en e montre la salinité à 400 m de profondeur au NORD vers la fin de l’hiver austral (août 2013). (f) Carte montrant l’emplacement des profils CTD (points colorés), les limites (lignes noires) des cases utilisées pour calculer la concentration de glace indiquée dans (c) la position de Halley (carré noir) et l’axe principal du vent (flèche noire).

La dynamique de l’afflux et la profondeur de la thermocline sont influencées par plusieurs facteurs, notamment la présence d’une couche de surface fraîche variable en raison de la fonte estivale de la glace de mer24, la concentration de la glace de mer8, la salinité de la plate-forme 9,25 et la variabilité interannuelle de la circulation et des propriétés de l’ISW au sein de la FD. Les conditions de la glace de mer dans la région différaient considérablement entre les 2 années (Fig. 4c et Fig. supplémentaires. 4) et, contrairement aux résultats de la modélisation qui montrent une augmentation de l’afflux pour une faible salinité sur le plateau 9, la salinité sur le plateau était supérieure de 0,05 ∼ en 2013 par rapport à 2011 (Fig. 4d, e). L’importance relative de ces facteurs et le stress du vent sur la variabilité interannuelle de l’afflux de chaleur constituent un défi pour la communauté émergente de modèles régionaux à haute résolution à démêler.

Transport de chaleur et accès à l’eau chaude dans la cavité

Une limite supérieure du transport de chaleur vers le sud est obtenue en utilisant la vitesse moyenne et la température maximale et l’épaisseur de la couche observées au nord. En supposant que la largeur de l’entrée s’étend du nord jusqu’à la côte (100 km), le flux de chaleur limite supérieure est de 1,6 TW pendant la période d’entrée (ou 0,7 TW en moyenne sur une année). Il s’agit d’un flux de chaleur important et géophysiquement significatif, suffisant pour faire fondre 70 km3 ou 65 Gton de glace par an, soit environ la moitié du budget de masse basale de FRIS26.

Le tirant d’eau au front de glace est de 400-450 m (réf. 27) alors que l’eau chaude est observée jusqu’à 500 m à Msouth. Si une partie de celle-ci devait entrer dans la cavité de la plate-forme de glace, elle pourrait entrer en contact avec220% de la base de la FIS 27. Le courant moyen à MSOUTH (500 m de profondeur) est cependant dirigé vers le nord, loin du front de glace, à la fois pendant la période où de l’eau chaude est observée à cet endroit et lorsque les températures sont sous le point de congélation. Le flux d’eau chaude vers le sud se trouve vraisemblablement au-dessus d’isobathes moins profonds à l’est de MSOUTH.

Les données présentées ici ne révèlent pas dans quelle mesure l’eau chaude pénètre dans la cavité de la banquise. Des courants de marée relativement forts sur le front de glace observés à MSOUTH (0,15 m s-1) suggèrent que l’eau chaude présente sur le front de glace peut atteindre plusieurs kilomètres dans la cavité, ce qui améliore la fonte basale dans la région frontale28. Des données indépendantes suggèrent que les taux de fonte dans la région frontale peuvent être substantiels29; la fonte de base dans les 100 km de FRIS les plus à l’extérieur représente 40 % de la fonte totale sous la banquise 26. Le réchauffement et le shoaling du noyau d’eau chaude observés depuis les années 1980 (réf. 30) ont probablement affecté la fréquence et la teneur en chaleur des impulsions d’eau chaude atteignant le SIF. Des séries chronologiques à haute résolution d’épaisseur de la plate-forme de glace montrent un amincissement du côté est du front FIS entre 1995 et 2012 (refs 1, 7), alors que la totalité des FRI a gagné en masse au cours de la même période1.

Les changements remarquables qui devraient se produire dans la cavité de FRIS au cours du prochain siècle — une augmentation de 2 ° C de la température de l’eau dans la cavité de la plate-forme glaciaire et une augmentation de 20 fois des taux de fonte basale8 – auront des conséquences non seulement pour les cours d’eau de glace tributaires et l’élévation du niveau de la mer, mais aussi pour l’hydrographie d’une région connue pour produire une grande fraction des eaux de fond de l’Antarctique31. Nous montrons que le mécanisme responsable des changements dramatiques de la réf. 8 – une redirection du courant côtier – est réaliste bien que d’importants processus physiques à petite échelle ne soient pas correctement résolus dans leur modèle grossier. Les conditions de vent et de glace en 2013 étaient inhabituelles, mais pas extrêmes, et il est probable que de l’eau chaude ait parfois atteint le front de la FIS les autres années où les observations ne sont pas disponibles. Nos observations soulignent la nécessité d’un suivi continu du débit dans le DF.

Laisser un commentaire

Votre adresse e-mail ne sera pas publiée.