Entre ses inlandsis est et ouest et sa péninsule, l’Antarctique détient suffisamment de glace pour faire monter le niveau global des mers d’environ 60m.

L’inlandsis de l’Antarctique occidental (WAIS) est une partie relativement petite, contenant une quantité de glace équivalente à 3,3m d’élévation du niveau de la mer. Pourtant, la plupart d’entre elle se trouve dans une position précaire et est considérée comme « théoriquement instable ».

En conséquence, la façon dont le WAIS changera en réponse au réchauffement causé par l’homme est généralement considéré comme la plus grande source d’incertitude pour les projections du niveau de la mer à long terme.

L’aspect le plus urgent de cette incertitude est de comprendre si les seuils d’instabilité de la glace ont été franchis, si le recul que nous mesurons actuellement est destiné à se poursuivre, et si la glace qui semble immuable aujourd’hui le restera à l’avenir.

Les dernières recherches indiquent que le seuil de perte irréversible de la SIOE se situe probablement entre 1,5C et 2C de réchauffement moyen global par rapport aux niveaux préindustriels. Avec un réchauffement déjà d’environ 1,1C et l’Accord de Paris visant à limiter le réchauffement à 1,5C ou « bien en dessous de 2C », les marges pour éviter ce seuil sont effectivement fines.

La calotte glaciaire marine

Selon le récent rapport spécial sur l’océan et la cryosphère (SROCC) du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC), deux facteurs principaux contrôlent l’ampleur de l’élévation du niveau des mers au cours de ce siècle : les futures émissions de gaz à effet de serre d’origine humaine et la façon dont le réchauffement affecte la calotte glaciaire antarctique. Le GIEC déclare :

« Au-delà de 2050, l’incertitude concernant la hausse du niveau de la mer induite par le changement climatique augmente considérablement en raison des incertitudes liées aux scénarios d’émissions et aux changements climatiques associés, ainsi qu’à la réaction de la calotte glaciaire de l’Antarctique dans un monde plus chaud. »

L’inquiétude autour de la vulnérabilité de la WAIS réside principalement dans ce qu’on appelle « l’instabilité de l’inlandsis marin » (MISI) – « marin » parce que la base de l’inlandsis se trouve sous le niveau de la mer et « instabilité » pour le fait que, une fois qu’il commence, le retrait est auto-entretenu.

Les inlandsis peuvent être considérés comme d’énormes réservoirs d’eau douce. La neige s’accumule dans l’intérieur froid, se compacte lentement pour devenir de la glace de glacier, puis commence à s’écouler comme un fluide très épais vers l’océan.

À certains endroits, la glace atteint la côte et flotte à la surface de l’océan, formant une plate-forme de glace. La limite entre la glace reposant sur la surface terrestre (ou le fond de la mer dans le cas d’une couche de glace marine) est appelée « ligne d’échouage ». C’est à partir de cette ligne que l’eau stockée dans la calotte glaciaire retourne dans l’océan. Et lorsqu’elle se déplace vers la mer, on dit que la calotte glaciaire a un « bilan de masse » positif – c’est-à-dire qu’elle gagne plus de masse de glace qu’elle n’en perd dans la mer.

Mais lorsque la ligne de fond recule, le bilan est négatif. Un bilan négatif de la calotte glaciaire signifie une contribution positive à l’océan et, donc, au niveau global de la mer.

Instabilité

Ce tableau de base du bilan de masse de la calotte glaciaire est tout ce dont vous avez besoin pour comprendre pourquoi les glaciologues sont préoccupés par le MISI.

Les changements de la plate-forme de glace du côté flottant de la ligne d’échouage – comme l’amincissement – peuvent faire en sorte que la glace du côté échoué se soulève du plancher océanique. Au fur et à mesure que cette glace flotte, la ligne d’ancrage recule. Comme la glace s’écoule plus rapidement lorsqu’elle flotte que lorsqu’elle est échouée, le taux d’écoulement de la glace près de la ligne de mise à la terre augmentera. L’étirement causé par l’écoulement plus rapide devient une nouvelle source d’amincissement près de la ligne de mise à la terre.

Ceci est illustré dans la figure ci-dessous. Lorsque la glace nouvellement flottante s’écoule et s’amincit plus rapidement, elle peut faire en sorte que davantage de glace se soulève et flotte, repoussant la ligne d’échouage.

En outre, les zones de la calotte glaciaire à risque de MISI ont un gradient inverse, ou « rétrograde », ce qui signifie qu’elle devient plus profonde plus loin dans les terres. Au fur et à mesure que la ligne de fond recule dans les parties plus épaisses de la calotte glaciaire, l’écoulement s’accélère, ce qui augmente encore la perte de glace. Le gradient inverse rend ce processus auto-entretenu en tant que boucle de rétroaction positive – c’est ce qui fait de la MISI une instabilité.

Illustration de l’instabilité de la calotte glaciaire marine, ou MISI. L’amincissement de la plate-forme de glace de contrefort entraîne une accélération de l’écoulement de l’inlandsis et un amincissement de la marge de glace à terminaison marine. Comme le substratum rocheux sous la calotte glaciaire est incliné vers l’intérieur de la calotte, l’amincissement de la glace entraîne le retrait de la ligne d’ancrage, suivi d’une augmentation du flux de glace vers la mer, d’un nouvel amincissement de la marge de glace et d’un nouveau retrait de la ligne d’ancrage. Crédit : IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1a

On ne sait pas encore si le seuil MISI a été franchi quelque part en Antarctique. Nous savons cependant que les lignes d’échouage reculent le long du littoral de la mer d’Amundsen – de manière plus spectaculaire sur le glacier Thwaites. Et le moteur de ce recul semble être une eau océanique relativement chaude – environ 2C de plus que la moyenne historique – qui s’écoule vers la ligne d’échouage et provoque une fonte plus forte que d’habitude.

1,000 km

Antarctique

péninsule

Plate-forme de glace de Ronne

.

Antarctique de l’Est

Capillaire de glace

Glacier de l’île des Pins

Pôle Sud

.

Antarctique occidental

Couverture de glace

Montagnes transantarctiques

Amudsen mer

Glacier Thwaites

Plate-forme de glace Ross

Graphique : Carbon Brief. Crédit : Quantarctica/Norwegian Polar Institute.

Si l’instabilité n’a pas commencé et si le réchauffement de l’océan s’arrête, alors la ligne d’échouage devrait trouver un nouveau point d’équilibre à un nouvel endroit. Mais si elle a commencé, alors le retrait se poursuivra quoi qu’il arrive ensuite.

Débit plus rapide

Même si le seuil a été franchi – ou même s’il est franchi dans le futur – le retrait peut se poursuivre à des vitesses différentes selon la force avec laquelle nous « poussions » quand il a commencé.

Voici comment cela fonctionne. L’instabilité dépend d’un équilibre des forces au sein de la calotte glaciaire. Une force due à la gravité fait que la glace s’écoule à une vitesse qui dépend en partie de son épaisseur et de la pente de sa surface.

Un taux de fonte plus important sur le côté flottant et un écoulement plus rapide à travers la ligne d’échouage tirera vers le bas la surface de la glace plus rapidement que des taux plus faibles. Le rabattement plus rapide génère une pente de surface plus raide et, par conséquent, un écoulement plus rapide et un retrait plus rapide.

Une étude de modélisation de cette rétroaction, publiée l’année dernière, a révélé que lorsque la MISI a commencé avec une plus grande poussée (un taux de fonte plus important), elle s’est déroulée plus rapidement que lorsqu’elle a commencé avec une plus petite poussée, même après que la fonte supplémentaire ait été retirée.

Cela signifie que, même si la MISI est invoquée, la réduction des émissions mondiales et le ralentissement du réchauffement donneront plus de temps pour se préparer à ses conséquences.

Falaises de glace

Il semble y avoir une deuxième source d’instabilité pour les calottes glaciaires marines – une source qui entre en jeu si les falaises de glace sont entièrement perdues.

Certaines des images les plus spectaculaires de l’évolution des glaciers sont celles d’icebergs vêlant – autrement dit se détachant – des fronts fortement crevassés des glaciers à terminaison marine.

Ce vêlage est causé par la fonte de la face inférieure de la plate-forme de glace, ainsi que par l' »hydrofracturation » – où l’eau de fonte se formant à la surface de la plate-forme de glace s’infiltre dans la glace et provoque des fissures – ou par une combinaison des deux.

La rapidité du vêlage dépend de la hauteur de la face de la falaise de glace au-dessus de la ligne de flottaison – plus la falaise se dresse au-dessus de l’eau, plus le taux de vêlage est important.

Comme c’est le cas pour le MISI, le gradient décroissant du plancher océanique sous le WAIS signifie que lorsque la falaise de glace se retire dans une glace plus épaisse, elle continuera à exposer une falaise de plus en plus haute à l’océan et le taux de vêlage doit augmenter.

Ce processus, illustré ci-dessous, est appelé « instabilité des falaises de glace marine » (MICI). La théorie suggère que lorsque la hauteur de la face d’un glacier dépasse environ 100 m au-dessus de la surface de l’océan, la falaise sera trop haute pour supporter son propre poids. Elle s’effondrera donc inévitablement, exposant derrière elle une falaise de même hauteur qui, elle aussi, s’effondrera. Et ainsi de suite.

Le SROCC du GIEC dit que « le glacier Thwaites est particulièrement important car il s’étend à l’intérieur du WAIS, où le lit est >2000m en dessous du niveau de la mer par endroits ». (Bien que, le SROCC note également que si le MISI nécessite une pente de lit rétrograde pour se produire, le MICI pourrait même se produire sur un lit plat ou incliné vers la mer.)

Ce processus récemment identifié n’est pas aussi bien étudié que le MISI, mais cela va certainement changer dans les années à venir, car les scientifiques continuent à observer des systèmes à évolution rapide comme le glacier Thwaites.

Illustration de l’instabilité des falaises de glace marine. Si la falaise est suffisamment haute (au moins ~800m d’épaisseur totale de glace, ou environ 100m de glace au-dessus de la ligne de flottaison), les contraintes à la face de la falaise dépassent la résistance de la glace, et la falaise cède structurellement lors d’événements de vêlage répétés. Crédit : IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1b

Une étude de Nature en 2016 sur le MICI a conclu que l’Antarctique « a le potentiel de contribuer à plus d’un mètre d’élévation du niveau de la mer d’ici 2100 et à plus de 15 mètres d’ici 2500 ». Une recherche plus récente a conclu que cela est probablement une surestimation, mais a noté qu’il n’est pas encore clair quel rôle le MICI pourrait jouer au cours de ce siècle. Une autre étude a également suggéré que la perte rapide de glace par le MICI pourrait être atténuée par une perte plus lente des plates-formes de glace qui retiennent les glaciers.

Seuil proche

La fin de l’année dernière, une grande équipe de modélisateurs a évalué différentes études de la réponse des calottes glaciaires à l’objectif climatique de Paris de maintenir le réchauffement moyen de la planète « bien en dessous » de 2C.

Les modèles pointent tous dans la même direction. A savoir, que le seuil de perte irréversible de glace à la fois dans l’inlandsis groenlandais et dans le WAIS se situe quelque part entre 1,5C et 2C de réchauffement moyen mondial. Et nous sommes déjà à un peu plus de 1C de réchauffement en ce moment.

Cette fenêtre de 1,5 à 2C est clé pour la « survie des plateformes de glace de l’Antarctique », explique le document de synthèse, et donc leur effet de « contrefort » sur les glaciers qu’elles retiennent.

Glossaire

RCP2.6 : Les RCP (Representative Concentration Pathways) sont des scénarios de concentrations futures de gaz à effet de serre et autres forçages. Le RCP2.6 (aussi parfois appelé « RCP3-PD ») est un scénario de « pic et déclin » où des mesures d’atténuation strictes… Lire la suite

Un autre seuil pourrait se situer entre 2C et 2,7C, ont ajouté les auteurs. Atteindre ce niveau d’augmentation de la température mondiale pourrait déclencher « l’activation de plusieurs systèmes plus importants, tels que les bassins versants de Ross et de Ronne-Filchner, et le début de contributions beaucoup plus importantes au SLR ».

Les Ross et Ronne-Filchner sont les deux plus grandes plateformes de glace de l’Antarctique. Elles pourraient être considérablement réduites « d’ici 100 à 300 ans », selon une autre étude, dans des scénarios où les émissions mondiales dépassent le scénario RCP2.6. Cette voie d’émissions est généralement considérée comme compatible avec la limitation du réchauffement à 2C.

Ces résultats impliquent que la prévention d’une perte substantielle de glace de l’Antarctique repose sur la limitation des émissions mondiales à – ou en dessous – du RCP2.6. Comme le conclut le document : « Le franchissement de ces seuils implique l’engagement de grands changements de la couche de glace et du SLR qui peuvent prendre des milliers d’années pour être pleinement réalisés et être irréversibles sur des échelles de temps plus longues. »