Rôle de la vapeur d’eau dans le cycle hydrologique en Arctique
Le cycle atmosphérique en Arctique
Piloté par l’énergie solaire, le cycle hydrologique s’est défini comme une circulation hydrologique générale en boucle fermée, entre les réservoirs via les conducteurs. La vapeur d’eau présente dans l’atmosphère peut condenser en nuages dont certains peuvent fournir des précipitations liquides / solides en fonction de la température des fronts ambiants. A l’échelle globale, presque 80 % des précipitations ont lieu sur les océans et seulement 20 % sur les continents. Ces 20 % d’eau sont interceptés par les arbres et la végétation, s’écoulent par ruissellement à la surface des terres émergées, s’infiltrent dans les sols, réalimentent les nappes souterraines et s’accumulent dans des névés, glaciers ou calottes de glace continentale ou bien rejoignent finalement les océans par la fonte des glaciers ou tout simplement par le ruissellement de l’eau de surface ou souterraine vers les océans où elle recommencera son cycle de vie [adapté à partir de la société météorologique américaine (AMS glousser)]. L’eau est donc stockée dans des « réservoirs »: Hydrosphère, où 97 % de l’eau réside dans les océans, 0.6% dans les nappes souterraines et 0.01% dans les lacs et les rivières, Cryosphère, dont 2% de l’eau douce se trouve dans les glaciers [1], Atmosphère, qui est un milieu hydrologique essentiel [2], car il contient toute la vapeur d’eau qui représente seulement 0.001% de toute l’eau de notre Terre [1] et offre la voie de son transport à travers les différentes circulations atmosphériques. Le temps résiduel de l’eau varie de quelques jours (vapeur d’eau) aux décennies (calottes de glace dans les régions polaires). Le cycle de l’eau est fortement influencé par la topographie, et ses éléments possèdent des saisonnalités évidentes. Dans les océans, la température de surface (qui varie lentement) est un facteur déterminant majeur. Tandis que sur les continents, les effets couplés de la température de surface et de l’humidité du sol (qui peut changer assez rapidement) sont dominants. Le cycle hydrologique est d’un grand intérêt pour les études du climat et pour les prévisions météorologiques grâce au rôle essentiel de l’eau dans le bilan radiatif et dans la stabilité convective de l’atmosphère terrestre [1]. Même dans les zones les plus sèches telles l’Arctique, ce cycle est présent et influent. Par la suite de ce chapitre, nous allons étudier le cycle hydrologique et sa balance en Arctique.
Les régimes climatiques en Arctique
L’hydrologie de l’Arctique est contrôlée par les conditions du rayonnement solaire, extrêmement limitée due à la faible hauteur du Soleil, ainsi que l’état de surface qui contrôle leur capacité thermique d’absorption (moins d’absorption des surfaces de neige et de glace due à leur albédo élevé, mais plus sur la terre humide et le sol nu). La variabilité de la température est contrôlée par la latitude, la topographie (voir Fig. 1), l’altitude, la durée du jour, la continentalité, l’activité synoptique, et les courants océaniques. Les inversions de température sont des phénomènes massifs du climat arctique. Ils sont plus fréquents, intenses et plus forts (profonds) en hiver et hors terres scandinaves [3]. Les vents sont plus rapides sur les zones ouvertes et pendant les mois les plus froids de l’année sauf lorsque des inversions sont présentes [4]. En hiver, le rayonnement solaire est faible ou absent. En conséquence, l’hydrologie terrestre/atmosphérique/océanique diffère sensiblement de celle aux latitudes inférieures [5]. Deux régimes principaux sont connus dans l’Arctique au-dessus de 60°N : Maritime polaire, dans l’océan Arctique, l’Alaska côtier, l’Islande, la Norvège du Nord et les parties voisines de la Russie, influencées par l’océan, décrit par des hivers froids et orageux, et des étés nuageux mais doux avec une température moyenne d’environ 10 °C. Les deux principales zones de dépression (Islandais et Aléoutiens) ont des précipitations plus importantes en hiver qui peut atteindre 3000 mm/an. Généralement, la saison froide témoigne de chutes de neige (parfois aux autres formats, pluie, bruine, pluie gelée, ou grêle en fonction de la source du nuage, et de la température en-dessus de ces nuages), résultant à environ 6 mois de couverture. Au-dessus de 80°N, une partie importante du rayonnement solaire est réfléchie par la banquise vers l’atmosphère, participant ainsi au maintien des températures de surface basses. Mais en raison de la forte évaporation sur la partie hors-glaciers (en anglais leads and polynyas) [6], l’humidité de l’air à proximité de la surface de la glace arctique est habituellement à saturation ou proche de la saturation par rapport à la phase glaciaire [7] et la sublimation de la surface neige / glace est donc faible (par exemple [8]). Continental, commun sur les zones terrestres majeures (Groenland et Sibérie), où les processus hydrologiques sont principalement contrôlés par la présence/absence du pergélisol, et l’épaisseur de la couche active qui le couvre [9]. Ces régions ont moins de précipitations et des hivers plus sévères, moins de 150 mm. Le cycle saisonnier de la précipitation culmine en été, avec une température moyenne qui dépasse 10 °C et qui pourrait atteindre 30 °C dans certaines stations internes (en conséquence des longues journées d’été). Sur les latitudes inférieures à 80°N, la sublimation de la dérive et du souffle de la neige est probablement plus important, que celui au-dessus de glaciers aux latitudes supérieures à l’Océan Arctique [6].
Processus
La célèbre citation de Lavoisier «Rien ne se perd, rien ne se crée, tout se transforme» illustre justement le cycle de l’eau où les différents participants sont habituellement qualifiés de systèmes hydrologiques bien connectées et attachées. La branche atmosphérique du cycle hydrologique est la seule où l’eau « ne suit pas une pente » pendant son mouvement, elle réagit à travers l’interface Terre-Atmosphère ou OcéanAtmosphère par trois phénomènes naturels principaux.
Evaporation
Ce processus est fourni par l’intensité du rayonnement solaire où l’atmosphère joue le rôle de véritable absorbeur d’humidité. De manière générale, l’évaporation de l’eau se manifeste sur toutes les surfaces. Quelques fois, on peut observer une sublimation (régions polaires/montagnes). On définit une évapotranspiration pour l’ensemble de l’évaporation (et/ou sublimation) des surfaces hydrologiques, la transpiration des plantes, et la respiration du vivant. En hydrologie, il y a l’évapotranspiration réelle (somme des quantités de vapeur d’eau évaporées par le sol et les végétaux) et l’évapotranspiration de référence (quantité maximale d’eau susceptible d’être perdue en phase vapeur par une couverture végétale spécifique). Dans les équations de la balance hydrologique, E représente le taux d’évapotranspiration qui définit le flux humide évaporé d’une unité de surface pendant une unité de temps (en kg/m2 /s).
Condensation (formation de nuages)
Les particules d’air humide se refroidissent en s’élevant dans l’atmosphère, et à une certaine altitude, fonction des conditions météorologiques, elles arrivent à saturation et se condensent sur les noyaux de condensation (de fines particules de sel, de poussière, volcaniques, etc.) pour former des gouttelettes d’eau. Celles ayant des diamètres plus grands que 40 µm [10] peuvent former des nuages appelés des nuages chauds. Les nuages froids peuvent se former à partir de la vapeur d’eau accompagnée de cristaux de glaces et d’eau en phase liquide super refroidie. Les nuages peuvent aussi être classifies selon leur altitude, basse jusqu’à 2 km (cumulus, stratus), moyenne de 2-8 km (altocumulus, altostratus), haute de 8-15 km (cirrus, cirrostratus, cirrocumulus) [10] . En plus des nuages stratosphériques polaires (PSCs). Les nuages bas (stratus) sont communs en été en Arctique depuis mi-juin à mi-septembre, surtout au-dessus des calottes de glace (80°N-90°N). Ce manteau nuageux a un effet important dans la balance radiative. Dans certains cas, la condensation peut avoir lieu près de la surface, et elle donnera de la rosée, ou du brouillard, suite à la géographie et au temps qu’il fait.
Précipitations
Il s’agit de la chute d’un ensemble de particules solides via le processus de Bergeron des nuages froids, ou liquides par le processus de collision-coalescence des nuages chauds. En conséquence, les précipitations tombent par gravité en fonction de leur masse. Leurs fréquences comme leurs amplitudes varient en fonction des conditions climatiques (température de l’air ambiant, pression, taux d’humidité). Certaines précipitations n’atteignent pas le sol, s’évaporant au cours de leur chute. Pendant que les précipitations résiduelles atteignent la surface (terres ou océans), les précipitations terrestres sont mesurées localement par les pluviomètres (pas assez fiables pour la neige), ou les radars, et le satellite (qui donne de la couverture globale). Ils sont exprimés en litres ou mm/h, ou encore en mm/m2 quand on considère la quantité d’eau précipitée. Le taux de précipitation P (dans les équations de la balance hydrologique) à l’unité de densité par unité de temps.
Le transport humide
La vapeur d’eau est transportée dans l’atmosphère par la diffusion moléculaire et turbulente, la convection, et l’advection. Le flux vertical de l’évaporation des océans et de la surface du sol dans la couche limite atmosphérique est réalisé par diffusion, et la vapeur est verticalement mélangée par diffusion et convection. Surtout, sur les échelles temporelles et spatiales, l’advection est le mécanisme dominant du transport latéral. D’où, la vapeur d’eau peut être traitée comme un mélange scalaire transporté par le vent horizontal. On définira par la suite les différents chemins de circuits atmosphériques responsables à la redistribution de l’humidité, à l’échelle globale et plus précisément vers l’Arctique et audelà. Il s’agit aux circulations atmosphériques.
Circulation globale
Le chauffage solaire différentiel entre les latitudes basses et hautes donne lieu à la circulation de l’atmosphère et de l’océan qui transporte la chaleur et participe à la redistribution de l’humidité des régions excédentaires (tropicales) aux régions déficitaires (pôles). Aux latitudes moyennes et élevées, une grande partie du transport atmosphérique est le transport de tourbillon transitoire (transport Eddy) réalisé par le déplacement des cyclones et des anticyclones. Le transport net de l’océan vers la terre est compensé par les écoulements reversés vers l’océan. Le système de convection atmosphérique se compose de cellules disposées entre l’équateur et le pôle dans chaque hémisphère : la cellule de Hadley, la cellule de Ferrel, et la cellule polaire. La cellule polaire est caractérisée par un mouvement ascendant dans les latitudes souspolaires (50° – 70°), le mouvement descendant au-dessus du pôle, et le mouvement du pôle vers l’équateur en altitude et à l’inverse près de la surface. Les modes naturels de la circulation à grande échelle sont : l’Oscillation de l’Atlantique Nord (en anglais NAO), le modèle de télé-connexion Pacifique-Nord-Américain (PNA) et El Niño-Oscillation Australe (ENSO). Ces modes se combinent pour influencer la structure des ondes planétaires sur l’hémisphère Nord, surtout le temps hivernal de l’Amérique du Nord, et de l’Eurasie [11], [12].
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