Carte des mouvements de la banquise entre mars et septembre dans l'océan Arctique dans les années 1980.

La vie est rare sur la banquise, mais plus développée sous l'eau. Au pied du mur de glace, de la banquise d'Explorer's Cove (New Harbor, détroit de McMurdo), coquillages, oursins et organismes marins occupent densément le fond

La banquise est la couche de glace qui se forme à la surface d'une étendue d'eau par solidification des premières couches d'eau, généralement la mer mais aussi les lacs et les rivières. Il ne faut pas confondre cette glace plus ou moins pérenne avec les calottes glaciaires et les inlandsis qui sont constitués quant à eux de glace continentale, c'est-à-dire de précipitations neigeuses accumulées et tassées.

La banquise pérenne ayant une épaisseur de 3 à 4 mètres est vieille de plusieurs années, car elle persiste après la fonte estivale. La banquise saisonnière (appelée aussi banquise annuelle ou hivernale) a moins d'un an. Elle se forme durant l'hiver polaire, lorsque la température de l'eau de mer descend en dessous de -1,8 °C. Au cœur de l'hiver, l'épaisseur des glaces peut atteindre 1 à 2 mètres, sans compter la neige qui s'y accumule.

En 1980, l'épaisseur moyenne de la banquise arctique varie de 1,89 à 2,62 m, en 2012 : de 1 à 1,72 m. Entre 1980 et 2012, l'épaisseur maximum est entre fin mars et mi-mai et le minimum entre fin aout et mi-novembre.

La flottabilité de la banquise est due à l'écart entre la densité de la glace et celle de l'eau liquide (aux environs de 9 %) : la glace, moins dense, subit la poussée d'Archimède.

Après l'été, la banquise augmente rapidement jusqu'à 9,5 millions de km. Puis l'augmentation est moins rapide dès que la banquise touche les côtes du Canada et de la Russie.

Connaître l'étendue de la banquise est essentiel à la navigation dans les eaux concernées.

Formation

À la fin de l’été, le froid polaire s’installe, parfois brutalement (−40 °C) ; la surface de l’océan se refroidit mais en raison des mouvements de la mer (houle, vagues, etc.), la glace ne prend pas d'un seul coup.

Quand la température de l'eau atteint −1,86 °C, les premières paillettes de glace cristallisent.

C’est d’abord le frazil (ou frasil) qui se forme. Ces cristaux de glace qui se créent dans l’eau en modifient la viscosité. Les vents et les courants rassemblent le frazil en une couche d'aspect huileux et mat appelée la « mélasse » (ou « sorbet » au Canada). Dans d'autres conditions, la juxtaposition de ces petits cristaux de glace forme une sorte de bouillie appelée « slush ».

Si la mer est calme, la mélasse s'épaissit en une croûte plus épaisse et souple : le « nilas »), puis plus rigide : la banquise. Si la mer est agitée, le nilas s'agglomère en petites boules appelées « shuga ». Ensuite, les petits cristaux vont s'agréger jusqu'à former des plaques arrondies de glace dont les bords peuvent se soulever sous l'action du vent ou des vagues : c'est la glace en crêpe (ou pancake ice). Celle-ci va se solidifier assez rapidement, mais tant qu'elle n'atteint que quelques centimètres d'épaisseur, elle reste fragile et les mouvements de l'eau peuvent la fissurer en plaques plus ou moins étendues, les « floes ».

Une fois la surface gelée, l’eau de mer se trouve isolée de l’air et le processus ralentit. La banquise s’épaissit alors lentement, par sa face inférieure par adjonction de frasil ou de fin cristaux filiformes de « glace colomnaire », jusqu’à atteindre environ deux mètres. Au-delà d'une certaine épaisseur, la glace ne constitue plus qu'un seul bloc couvrant une vaste étendue : c'est la banquise proprement dite (banquise pérenne). L'eau de mer se dessale en gelant (« expulsion » du sel vers les eaux plus profondes).

L'eau de mer projetée par les vagues sur la banquise et qui gèle ensuite, ainsi que les précipitations neigeuses qui s'accumulent à sa surface durant l'hiver augmentent encore l'épaisseur de la banquise.

Les vents, les courants et les chocs avec les icebergs dérivants font bouger la banquise, la fracturent (phénomène mesurable par des hydrophones, géophones et sismomètres qui enregistrent des « tremblements de glace »), la compriment et créent des fissures, des canaux, des failles, des crêtes de compression, des chevauchements de plaques, etc.

Cour dans la calotte glaciaire antarctique.

Débâcle dans l'Arctique.

Banquise dans l'Atlantique Nord.

Débâcle

Lorsqu'elle redevient sujette aux mouvements de la mer, la banquise se fragmente, se brise, s’ouvre, se chevauche en grandes plaques puis en morceaux de plus en plus petits. La banquise ainsi morcelée reçoit le nom de pack. Ces plaques servent fréquemment aux mammifères marins comme les morses, les phoques ou les otaries pour se réchauffer et s'y reposer.

La partie restante persistera 2 à 4 ans voire plus et son épaisseur atteindra alors 4 à 5 mètres. Pendant ce temps, cette croûte de glace traversera l’océan Glacial, emportée par les courants : c’est la dérive arctique.

Thermodynamique et dynamique de la banquise

Thermodynamique

Banquise côtière, le long de la côte à gauche, versus banquise de mer ou dérivante à droite

La banquise est une structure complexe, produit d'une multitude de phénomènes. La glace de première année atteint généralement 1,5 à 2 mètres à la fin d'une saison hivernale. La limite thermodynamique de la prise d'épaisseur est de l'ordre de 3,5 mètres. Cela est dû à une non-linéarité des transferts thermodynamiques. Si elle est fine, elle n'isole que faiblement l'océan, qui perd alors facilement de la chaleur vers l'atmosphère. L'océan se refroidit rapidement, la banquise s’épaissit. Puisque la banquise s'épaissit, l'isolation de l'océan augmente, ce qui ralentit les pertes de chaleur. Il arrive un point d'équilibre où la banquise est suffisamment épaisse pour empêcher l'océan de se refroidir, ce qui bloque sa croissance.

Une autre non-linéarité est l’albédo de la banquise qui est en théorie d'environ de 0,7, alors que celui de l'océan de 0,15 environ, mais en réalité il n'y a pas un « albédo de banquise » ni un « albédo de l'océan », seulement un continuum d'albédos suivant les conditions. La banquise âgée, donc épaisse, aura un albédo plus élevée lors de la fonte ; alors que l'albédo de la glace de première année, mince, diminue très rapidement (aidé par la formation de mares de fonte). Pour montrer cette non-linéarité, le modèle de la banquise d'Eisenman, même si cela est une simplification, modélise ainsi l'albédo en tant qu'une tangente hyperbolique fonction de la hauteur, ce qui veut dire que l'albédo baisse rapidement à des valeurs comprise entre 0,4 et 0,6 lorsque l'épaisseur de la banquise est de moins de 1 mètre. De manière pratique, cela implique que même une simple diminution de l'épaisseur de la banquise, et non sa perte totale, suffit à enclencher la rétroaction positive de l'albédo.

Dynamique

La thermodynamique n'explique pas entièrement l'épaisseur de la banquise. Si la neige s'accumule à la surface, ou que la dérive de la banquise force la formation de crête de compression, l'épaisseur peut être bien supérieure. Le modèle le plus adapté à la rhéologie de la banquise est celui élasto-fragile.

La banquise et les navires

Tableau de C. D. Friedrich représentant un navire pris dans la banquise

Les navires pris dans la banquise qui se forme n'ont en général pas d'autre solution que de rester sur place et de préparer leur hivernage. Seul un navire conçu pour supporter la pression exercée par la glace sur ses flancs a de bonnes chances de résister. Un tel navire a une coque formant un angle très incliné avec l'eau : lorsque la pression augmente sur la coque, au lieu de tenter d'y résister, elle s'élève mécaniquement.

Certains navires sont spécialement conçus pour passer à travers une épaisseur de glace (inférieure généralement à 2 mètres), ce sont les brise-glace. Ils peuvent se frayer un chemin en brisant la glace sous leur masse ou leur simple poussée ; ils servent également à ouvrir la voie à d'autres navires.

Suivi et observation de la banquise

Les mesures sont menées par satellites depuis 1979. Le NSIDC maintient ainsi une série homogène de données concernant la superficie de la banquise avec une résolution horizontale de 25 kilomètres. Ces données sont librement accessibles. Avant cette date, le Canada établissait des relevés systématiques depuis 1971, et les États-Unis, à travers le NIC, depuis 1972. Un effort de compilation de données issues des marines de différents pays a permis de reconstruire avec une bonne précision la superficie de banquise depuis 1953, et avec une précision moyenne depuis 1901.

Des modélisations sont également disponibles pour permettre d'interpoler et compléter les données disponibles. Ces modélisations permettent notamment de mesurer le volume de la banquise. Ces données sont elles aussi librement accessibles.

Cartes d'analyse des glaces

Exemple : Carte mise à disposition par le Service canadien des glaces

Symbole de l’œuf

Compte tenu des dangers pour la navigation que font courir les étendues de glaces, des systèmes de surveillance de l'état des glaces, de collecte des données et de restitution aux usagers ont été mis en place dans plusieurs régions du monde.

C'est notamment le cas en Arctique et dans la zone des Grands Lacs nord-américains. Ces informations sont mises à disposition sous forme de cartes.

Ces cartes sont vitales pour les capitaines de brise-glace, les transporteurs maritimes et les pêcheurs. Elles aident à trouver et à planifier le passage le plus facile dans les glaces ou même, dans la mesure du possible, à éviter ces dernières.

Les cartes quotidiennes d'analyse des glaces sont créées à l'aide d'un progiciel de génération de cartes géographiques et d'analyse d'images.

Ce système permet aux prévisionnistes de tracer des lignes et des traits, de placer des codes, des symboles et des flèches de dérive et d'indiquer la position des navires sur des cartes.

Il ne faut pas confondre les « cartes d'analyse des glaces » avec les « cartes d'analyse d'images », ces dernières étant élaborées au fur et à mesure que sont reçues les images d'une zone opérationnelle donnée, à partir d’images transmises depuis un navire, un aéronef ou un satellite (icebergs).

Fréquence : Les cartes d'analyse des glaces sont produites sur une base quotidienne pendant la saison des glaces.

Niveau de détail : L'autre différence notable se situe au chapitre du niveau de détail sur chacune des cartes, les cartes quotidiennes d'analyse des glaces étant d'apparence plus générale que les cartes d'analyse d'images.

Le code de l'œuf

Les caractéristiques de la glace sont codées et placées sur un symbole graphique ovoïde. En conséquence, cette méthode de codification a été dénommée le « code de l’œuf ».

L’œuf présente des valeurs numériques qui correspondent à 4 caractéristiques de la glace :

La concentration totale (Ct) des glaces dans le secteur, indiquée en dixièmes, l'indice 9+ indiquant l'absence de zone d'eau libre de glace;

Les concentrations partielles (exprimées en dixièmes) des différents types de glace classées selon l’épaisseur de la glace, de (Ca) la plus épaisse donc la plus ancienne, à (Cc) la moins épaisse donc la plus récente;

Le stade de formation (S) des glaces, classé (Sa) à (Sc);

La forme (F) des glaces qui représente la taille ou la principale dimension des morceaux de glace, indiquée par les indices (Fa) à (Fc).

NB : Les concentrations de glaces observées Ca, Cb, et Cc correspondent respectivement aux stades de formation Sa à Sc et aux formes Fa à Fc.

Des codes extérieurs à l’œuf (exemple So) peuvent apporter des précisions supplémentaires sur la configuration des glaces qui peut être très complexe.

Pour les caractéristiques S et F, l’œuf mentionne un code selon les tableaux ci-dessous.

Codes pour formes des glaces (Fa, Fb, Fc) Description Dimension Code F Petits glaçons, sarrasins < 2 m 1 Glaçons 2 m à 20 m 2 Petits floes 20 m à 100 m 3 Floes moyens 100 m à 500 m 4 Grands floes 500 m à 2 000 m 5 Floes immenses 2 km à 10 km 6 Floes géants > 10 km 7 Banquise côtière 8 Icebergs 9 Sans forme X

Paléoclimatologie

Arctique

L'océan Arctique a beaucoup évolué au cours du Cénozoïque. Au début de l'Éocène, l'océan Arctique avait une température estivale moyenne de 24 °C environ, et la banquise n'était jamais présente. Les premiers indices laissant à penser la formation d'une banquise date d'il y a 46 ou 47 millions d'années, lors du refroidissement continu de l'Éocène faisant suite à la collision de la péninsule indienne avec le continent asiatique. La glace pérenne (qui ne fond pas l’été) est apparemment apparu il y a 13 millions d'années, vers la fin du Miocène. La banquise a atteint son maximum d'extension durant les 3 derniers millions d'années, particulièrement durant les périodes glaciaires. Durant ces périodes froides, la banquise aurait pu atteindre des épaisseurs de plusieurs centaines de mètres. Il est cependant évident que la banquise était grandement réduite au cours des périodes interglaciaires. Ainsi, durant l'Eémien, la banquise pérenne a pu disparaître totalement.

Au cours de l'Holocène, la banquise pérenne n'a sans doute jamais complètement disparu, même si elle était très fortement réduite en superficie il y a 6 000 à 8 000 ans. Au maximum thermique de l'Holocène, le climat de l'Arctique était de quelques degrés plus chaud qu'au XX siècle. Des recherches supplémentaires ont de plus montré que le déclin de la banquise était sans précédent depuis au moins 1 500 ans. L'étude ne remontant pas plus loin dans le passé, notons tout de même que la désintégration des plateformes glaciaires d'Ellesmere, vieilles de 4 500 ans est en cours.

Antarctique

Au cours du Pliocène, la banquise antarctique était fortement réduite.

La banquise et le réchauffement climatique en Arctique

Évolution actuelle et attendue

Tous les modèles climatiques informatiques prédisent que le réchauffement climatique touchera plus fortement la région polaire arctique. Dans cette région, l’élévation de la température serait environ le double de l’augmentation moyenne à la surface de la planète. Cette évolution est confirmée sur le terrain par la NASA et du National Snow and Ice Data Center (en) (NSIDC) qui révèle que l’étendue de la banquise du pôle Nord n’a jamais été aussi réduite depuis plus d’un siècle.

En septembre 2005, la superficie de la banquise arctique était de 25 % inférieure à celle qu’elle avait en moyenne dans les années 1980. En septembre 2006, l'extension de la banquise était proche du record de 2005, sans toutefois le battre. Le 18 septembre 2007, il n'y avait plus que 4,17 millions de kilomètres carrés de glace restant dans l'Arctique, ce qui bat le record de 2005 (5,32) de plus de 1 million de kilomètres carrés. En général, les satellites mesurent la superficie de la banquise là où de la glace en concentration de 15 % et plus est présente. Ces données sont prises régulièrement par la NSIDC et la UIUC. Par contre, il n'y avait que 2,92 millions de kilomètres carrés de banquise avec une concentration de glace de 95 % et plus, ce qui montre un affaiblissement de la glace pérenne. C'est de loin la plus petite superficie observée par les satellites. De 1979 (début des observations régulières par satellite) à 2011, la banquise a diminué de près de 30 % en été. Cette baisse a continué à s'accélérer. En 2012, le minimum au 16 septembre 2012 a atteint 3,41 millions de kilomètres carrés d'extension, soit 50 % de la normale(le maximum a été atteint le 20 mars 2012 avec 15,24).

Quasi la fin de la débâcle 2007 et 2012.

Durant la période 1979 – 2000, la banquise avec au moins 15 % de glace, s’étendait sur 15,7 millions de kilomètres carrés en moyenne au maximum et 6,70 en moyenne au minimum le 13 septembre.

Au maximum de 2007, les satellites mesurèrent 14,7 millions de kilomètres carrés (-6 %) et le minimum le 18 septembre avec 4,17 (-38 %). La banquise à moins que 6,7 millions de kilomètres carrés entre le 29 juillet (2,0 millions de kilomètres carrés en dessous la moyenne 1979 - 2000) au 24 octobre 2007 (2,8 en dessous).

Diminution du pourcentage de la vieille glace.

La moyenne entre 1979 à 2011 du volume de glace est de 28,7 milles km en avril (21,5 milles km en 2013) et 12,3 milles km en septembre (3,4 milles km avec le minimum 3,263 milles km en 2012). Tout ceci est confirmé par la perte accélérée de la banquise pluriannuelle. Celle-ci subit une perte bien plus rapide de superficie que la banquise saisonnière. En conséquence, la banquise arctique est composée d'une plus grande part de banquise de première année. La banquise est alors plus fragile et résiste moins à une saison de fonte. Cela accentue également la rétroaction albédo. De plus, la très grande fraction de puits de fond en 2007 et 2011 a amplifié le phénomène.

Ainsi, en 2012, les conditions atmosphériques n'ont pas été aussi favorables pour la fonte, et la banquise s'est malgré tout effondrée dû à sa très grande vulnérabilité. Cela illustre la boucle de rétroaction positive en cours, avec la perte de la glace pluriannuelle.

L’étendue de la fonte de la banquise est telle qu’un point de non-retour sera probablement atteint dans la décennie à venir (2010 - 2020). En effet, les eaux sombres non recouvertes de glace de l’océan Arctique absorbent bien davantage la lumière solaire que la très réfléchissante banquise qui joue le rôle de miroir (albédo). Ainsi, plus la banquise se réduit, plus l’océan Arctique se réchauffe rapidement, accélérant ainsi la fonte du reste de la banquise et ainsi de suite (rétroaction positive). De plus, une accélération des flux méridiens est attendue en réponse au changement climatique, ce qui contribue à l’amplification arctique.

La disparition de la banquise en fin d'été est qualifiée de situation d’Arctique libre, l’océan étant libre de glace. La perte de la banquise en août et septembre est une conséquence attendue depuis longtemps du réchauffement climatique. Le récent effondrement de la banquise estivale a conduit les scientifiques a s’intéresser aux causes exactes de cette évolution. Il ressort que le forçage anthropique est le facteur dominant, ce qui n’exclut pas que la variabilité naturelle ait pu aider à la marge, le tout étant fortement amplifié par les mécanismes de l’amplification arctique. Une étude a ainsi démontré, dès la fin des années 1990, que l’évolution de la banquise n’avait aucune chance de n'être que d’origine naturelle. Les experts considèrent cependant l'Arctique "libre" comme étant un état où il ne reste que moins d'un million de kilomètres carrés d'extension de banquise, puisque physiquement un si faible reste ne fait plus de différence notable pour le système en entier.

Chaque année la banquise a une surface inférieure à la moyenne 1979 - 2000.

Dérive et diminution des vieilles glaces entre la 41 semaine de 1981 à la 49 semaine 2010.

Variation saisonnière et diminution annuelle du volume de la banquise arctique estimés par un modèle numérique basé sur des mesures.

La quasi disparition de la banquise en fin d'été a été sous-estimée par tous les modèles du GIEC 2007 par rapport au pronostic 2008 et encore d'avantage au pronostic de la fin d'été 2012. En effet « selon certaines projections du SRES (GIEC 2007), les eaux de l’Arctique seraient pratiquement libres de glace à la fin de l’été d’ici la seconde moitié du XXI siècle (2050). ».

Depuis 2012, il est admis que la banquise disparaîtra presque entièrement en fin d'été d’ici 2030 au plus tard, au sens de l’Arctique libre (il pourra toujours subsister un résiduel de glace au nord de l'île d'Ellesmere et Groenland). Une disparition de la banquise d'été avant 2020 semble même de plus en plus probable. Les estimations s’étalent ainsi de 2016 à 2030. La difficulté des modèles à suivre la tendance vient de plusieurs facteurs, dont deux se détachent en particulier. D’une part, une mauvaise rhéologie est utilisée, c’est-à-dire que la dynamique de la banquise est mal simulée. Le cadre classique de modélisation est une rhéologie visqueux-plastique qui n’est pas réaliste et devrait être abandonné au profit d'une rhéologie élasto-fragile. De même l'épaisseur de banquise n'est pas simulée correctement. Cette mauvaise modélisation de la dynamique de la banquise a aussi pour conséquence une sous-estimation de l'export de la banquise. D’autre part, les modèles simulent mal l’augmentation des flux de chaleurs océaniques ; ceci étant sans doute dû en partie à une mauvaise résolution spatiale. Notamment pour le détroit de Béring, qui est très peu large et dont la représentation est alors malaisé. Ainsi, les flux de chaleur océaniques sont mesurés avec une bonne précision depuis les années 1990, et les observations confirment une hausse rapide du transport. Ainsi, en 2007, le flux de chaleur océanique transitant par le détroit de Béring a été le double de celui de 2001.

En fait, l’Arctique est possiblement entré dans une phase d’effondrement, que les experts nomment RILE pour Rapide Ice Loss Event, ou « événement de perte rapide de la glace » . Un RILE implique ainsi une hausse du flux de chaleur océaniqueune modification de la nébulosité. Ces modifications sont consistantes avec les observations.

Une fois la banquise estivale disparue, l’Arctique entre dans un état instable, où une bifurcation peut alors rapidement mener à la perte de la banquise hivernale. Il est donc probable que la banquise hivernale disparaisse une fois que la perte de la banquise estivale devient suffisamment importante. Cette transition est une caractéristique robuste de l'Arctique qualitativement parlant. Cependant, il est difficile de l'évaluer qualitativement. La banquise arctique peut devenir instable dès le moment où la banquise disparait à la fin de l’été, ou devenir instable quand au moins 8 mois de l'année sont libres de glace. Même si cette opinion peut sembler extrême, Ian Dunlop du club de Rome estime ainsi que la banquise aura disparu toute l’année d’ici 2030.

Cependant, les scientifiques considèrent que la banquise arctique, d’un certain point de vue, a déjà disparu. En effet, la perte de la banquise pluriannuelle est quasiment totale, or les propriétés de la banquise arctique sont essentiellement liées à cette glace. De même l'énergétique de l'Arctique approche celui d'un été libre de glace. Ainsi, la banquise n’est plus une barrière à la navigation, à la pêche. Et d’un point de vue physique, le système est entré dans un nouvel état climatique avec des conséquences majeures pour le reste de l'atmosphère de l'hémisphère nord.

La comparaison entre l'étendue moyenne, l’étendue minimum de 2005 et l'étendue minimum de 2007, montre que régulièrement est atteint un record de minimum de l'étendue de la banquise arctique.

Forte baisse de la superficie à partir de 1999.

L'évolution de la banquise n'est pas tout à fait uniforme dans l'espace, mais elle perd de la superficie de manière généralisée dans tous les bassins. Cependant ce n'est plus le cas dans le cycle saisonnier. La perte de banquise la plus drastique se retrouve en septembre, avec une tendance linéaire de -13 % par décennie en 2012, sachant que l'évolution n'a plus rien de linéaire, alors qu'elle est de -2,5 % par décennie en mai. Cette différence d'évolution est due en grande partie à des considérations géographiques. L'Arctique est en effet un océan entouré d'eau. La latitude du bord libre de banquise est ainsi un indicateur plus réaliste du recul de la banquise. L'augmentation de cette altitude (ie. le recul vers le nord de la banquise) est ainsi à peu près uniforme à travers le cycle saisonnier. Illustrons. À l'automne, quand la banquise atteint la côte russe et canadienne, elle ne peut plus s'étendre vers le sud, et l'extension augmente très faiblement dans les quelques mers périphériques ouvertes vers le sud (mer de Béring et baie de Baffin essentiellement). Cependant, en termes de latitude du bord libre de banquise, le recul reste la même.

Conséquence pour le pergélisol

Un risque supplémentaire d'accélération du processus de fonte est lié à la possible déstabilisation des gisements d'hydrates de méthane et du dégagement de CH4 imputable à la reprise de la fermentation bactérienne dans les toundras dont le pergélisol dégèle massivement depuis l'été 2005 . De plus, un RILE est associé à une perte massive du pergélisol.

Conséquences pour la circulation thermohaline

L'évolution annuelle de la banquise a également un rôle important dans la circulation thermohaline : sa fonte entraîne une dilution du sel marin, rendant l'eau moins dense, ce qui diminue la plongée des eaux froides vers les fonds marins, avec pour conséquence climatique un ralentissement des courants du Gulf Stream et du Kuroshio voire une importante réorganisation des grands courants marins, et une diminution de la capture de dioxyde de carbone. Les modélisations convergent cependant à montrer que le risque d’un arrêt de la circulation thermohaline est quasiment nulle. Seul un ralentissement devrait ainsi se produire, de l’ordre de 25 % pour la branche Atlantique.

Conséquences pour les écosystèmes

Un ours polaire bondissant entre deux blocs de glace de la banquise fondante, sur l'île de Spitzberg, dans l'archipel norvégien de Svalbard.

La banquise permet le développement de la vie animale en dessous et au-dessus de la couche de glace.

La banquise fournit un habitat solide pour certains animaux comme les ours polaires ou les phoques. « Si nous n'agissons pas immédiatement l'Arctique va rapidement devenir méconnaissable », a affirmé Tonje Folkestad, spécialiste du changement climatique au WWF. « Les ours polaires feront partie de l'Histoire, et nos petits-enfants n'en entendront parler que dans les livres. »

La banquise permet d'isoler l'eau en dessous de l'air froid. La vie est donc possible sous la banquise, par exemple les krills qui vivent dans l’océan Austral près de l’Antarctique.

Conséquences pour le Groenland

Il fond plus vite. L'effondrement de la banquise n'est pas la raison principale, mais l'abaissement de l'estimation de la valeur à laquelle la calotte se désintègre à 1,6 °C au lieu de 3 °C tel-que donne par le GIEC est révélateur. Ceci confirme que la calotte groenlandaise est proche d'une rétroaction positive menant à sa désintégration rapide, ce qui signifie une hausse du niveau de l'océan catastrophique pour nos sociétés.

Conséquences pour la circulation atmosphérique

Les conséquences les plus sensibles sont sans doute celle ayant trait à la perturbation de la circulation atmosphérique. Sous l’effet du réchauffement plus important de l’Arctique, le gradient méridional de température s’affaiblit. Cette amplification arctique est due à la fois à la fonte de la banquise, et à la fonte de la neige au Printemps. Les perturbations de la circulation au printemps et en été sont ainsi plutôt liées à la perte précoce des neiges, alors que celles de l’automne et de l’hiver sont plutôt liées à la perte de la banquise. Le courant-jet ralentit, car il est un résultat direct de ce gradient de température Nord-Sud. Les ondes de Rossby ralentissent alors avec, car elles circulent avec le courant-jet. De plus, le réchauffement différentiel des crêtes et des creux augmente leur amplitude, ce qui les ralentit encore plus. Ceci provoque des événements extrêmes plus récurrents aux latitudes moyennes. Entre autres exemple, l’Hiver 2009/2010 particulièrement froid, la canicule et sécheresse européenne de 2010, la canicule et sécheresse américaine de 2012. Les systèmes météorologiques tendent à se bloquer et à persister plus longtemps au-dessus d’une région. La conséquence n’est donc pas seulement un réchauffement uniforme. La réponse est complexe et non-linéaire, et peut entrainer à la fois plus de canicules et plus de vagues de froids, plus de sécheresses et plus d’inondations. Il n’y a cependant aucune proportion entre les événements froids, qui ne sont pas aussi froids que normalement attendus pour la situation synoptique ; et les événements chauds qui prennent des proportions exceptionnelles. Pour donner une mesure de la magnitude des événements chauds qui ont pu être généré, ce sont des records de plein Été qui sont maintenant battu même au mois de décembre dans l'Arctique. Ces événements extrêmes ont de plus un impact sur les sociétés humaines. Ainsi, l’amplification Arctique a été une cause des mauvaises récoltes en 2010, ce qui a favorisé le déclenchement du printemps arabe. De plus, la perte de la couverture neigeuse au printemps favorise les événements de blocages sur l’Amérique du Nord, ce qui en retour amplifie la perte de la banquise Arctique. Il émerge également de nouveaux schémas de circulation, avec l’affaiblissement du schéma de l’oscillation arctique et la formation d’un Dipôle Arctique. Les récentes études montrent que le schéma de circulation dominant jusqu'à présent, celui de l'oscillation arctique serait profondément affecté par le réchauffement. Ceci impact de plus les modèles, et réduit leurs utilités. Les scientifiques sont donc inquiets de l’impact potentiellement catastrophique pour notre civilisation de l’évolution climatique. De même, des inquiétudes se font jour quant à la possibilité qu’une partie de la communauté scientifique, face à la brutalité de l’évolution du climat, tente de s’intéresser plus aux modèles qu’aux données pour éviter de faire face à la réalité ; et que le GIEC ait de graves déficiences internes l’empêchant de communiquer correctement sur l’urgence de la situation.

L’expédition Tara

De retour de deux ans d'expédition à bord de la goélette Tara, les membres de l'expédition ont annoncé, fin octobre 2007, avoir constaté sur place plusieurs indices avérés des transformations en cours dans l'océan glacial Arctique :

le recul de la banquise : plus d'un million de kilomètres carrés perdus entre septembre 2005 et septembre 2007. La lisière de la glace ayant entre-temps reculé de 400 km ;

une augmentation de la vitesse de la dérive transpolaire, allant du détroit de Béring au détroit de Fram, entre l'été 2006 et l'été 2007. Ce phénomène peut contribuer à l'accélération de diminution de la surface de la banquise ;

une disparition progressive des glaces pluriannuelles au profit des glaces de l'année ;

la présence accentuée de plaques de fonte à la surface de la banquise : elles couvrent désormais 50 % de sa surface en été ; ainsi qu'une augmentation de la pluviosité entre Groenland, Spitzberg et pôle nord géographique ;

début septembre 2008, les deux passages mythiques de l'Arctique, celui du Nord-Ouest et celui du Nord-Est, se sont ouverts. Cette année, la banquise a atteint sa deuxième plus faible extension, juste devant 2007, et loin de 2005.

Côté russe, seules les îles de la Terre du Nord restent prises par les glaces en 2007.

Conséquences sur le trafic maritime

La fonte des glaces polaires pourrait modifier très profondément le trafic maritime entre l'Europe, l'Asie et l'Amérique du Nord, et revoir drastiquement à la hausse l'intérêt géostratégique du passage du Nord-Ouest et du passage du Nord-Est, dégagés de la banquise sur une période estivale de plus en plus longue. Les passages par les eaux du nord permettraient de servir d'alternatives privilégiées (le chemin étant éventuellement plus court) pour joindre l'Europe du Nord et le Japon, par exemple sans passer par le canal de Suez (trajet le plus fréquent à l'heure actuelle), ou la Californie à l'océan Atlantique sans passer par le canal de Panama. Le contrôle des eaux par les deux pays souverains de la zone, à savoir la Russie et le Canada, est au cœur d'un débat animé par l'intérêt économique et stratégique majeur de ces voies d'eau.

En 2011, 34 navires ont transité par le Passage du Nord-Est pour transporter un total de 820 789 tonnes de marchandises. La navigation avait été possible jusqu’au 18 novembre, un record. En 2012, au 15 octobre, ce sont déjà 35 navires qui ont transité, pour transporter 1 022 577 tonnes

Historique de la superficie de la banquise arctique

Voici les minimums de superficie avec au moins 15 % de glace en millions de kilomètres carrés :

18 septembre 2007 → 4,17

20 septembre 2008 → 4,59

13 septembre 2009 → 5,13

21 septembre 2010 → 4,63

11 septembre 2011 → 4,33

16 septembre 2012 → 3,41

La banquise et le réchauffement climatique en Antarctique

Évolution actuelle et attendue

Avec le réchauffement, la banquise Antarctique devrait aussi reculer, et c'est ce qui est observé sur le dernier siècle. La banquise enregistre une nette décroissance de sa superficie. Ainsi sa superficie hivernale moyenne est passé de 26 millions de kilomètres carrés au début du XX siècle, à environ 19 millions de kilomètres au début du XXI siècle. Ceci est confirmé par différentes lignes d'évidence, qui montrent une tendance à la baisse marquée durant le XX siècle, avec un possible palier net dans les années 1950 qui pourrait ne pas être. Cependant, depuis la fin des années 1970, la banquise antarctique est en légère croissance, mais celle-ci n'est pas uniforme à travers les différents bassins. Notons cependant que la croissance de la banquise Antarctique n'a aucune commune mesure avec l'effondrement de la banquise Arctique. Au pôle Sud, la tendance linéaire est de 0,9 % par décennie environ et n'est pas uniforme. Au pôle Nord, la tendance est de -2 à -3 % par décennie environ sur les mois du Printemps, et jusqu'à -13 % par décennie en septembre -mais la tendance n'est plus linéaire et la perte actuellement approche plutôt les 50 %- et touche tous les bassins.

En 2012, le maximum d'extension de la banquise australe a ainsi atteint un nouveau record, s'établissant à 19,44 millions de kilomètres carrés.

Cette évolution est du d'une part au trou dans la couche d'ozone. Cette perte d'ozone refroidit et donc renforce le vortex polaire par baisse de l'absorption des UV. Le renforcement du vortex polaire se propage en troposphère et renforce la circulation circumpolaire (oscillation antarctique positive), ce qui explique également en partie l'évolution non uniforme de la banquise. De plus, la hausse des précipitations du au réchauffement se fait pour l'instant sous forme de neige, car l'Antarctique est plus froid et sa température reste donc en moyenne sous le point de congélation malgré le réchauffement. Cela favorise notamment la stratification de l'océan (les couches chaudes de l'océan sont isolées en profondeur), ce qui favorise l'extension de la banquise. De plus, la neige a un albédo élevé qui augmente les déperditions d'énergie. Cette plus grande stratification est aussi du, et sans doute plus largement, à une baisse de la salinité de surface à la suite d'une rétroaction avec la banquise.

De plus, la perte de la banquise Arctique est plus important pour le climat global pour des considérations radiatives. La hausse de la superficie de la banquise Antarctique permet de réfléchir une plus grande part d'énergie solaire, mais cela ne compense pas l’absorption supplémentaire due à l'effondrement de la banquise arctique.

Conséquences pour l'Antarctique

La calotte glaciaire de l'Est Antarctique est stable et devrait être peu affectée par le réchauffement climatique. Cela n'est pas le cas pour la calotte glaciaire de l'Ouest antarctique qui peut présenter un comportement hautement non-linéaire avec une désintégration rapide de l'inlandsis.

Climat à moins de dix kilomètres de la banquise

Localisation de la station météo en Alert. Extension de la banquise au 15 septembre 2008 (36 Mpx).

Alert a un climat polaire. Il peut neiger et geler toute l'année. Les précipitations y sont très faibles avec 153,8 mm (173,3 cm de neige) en moyenne au cours de la période 1971 - 2000. Il y fait jour durant 6 mois d'affilée et la nuit y règne autant de temps. De 1961 à 1990, pour le mois le plus froid la température moyenne est de −33,6 °C et le mois le plus chaud la température moyenne est de 3,4 °C. De 1971 à 2000, 8,5 jours en moyenne par an ont des températures maximales supérieures à 10 °C. La température record la plus basse, −50 °C, a été enregistrée le 9 février 1979 et la plus chaude, +20 °C, le 8 juillet 1956.

La station d'Alert est à 30,5 m, latitude : 82°31'04N longitude : 62°16'50W.

Alert 1971 - 2000 sauf soleil 1961 - 1990 Mois jan. fév. mars avril mai juin jui. août sep. oct. nov. déc. année Température minimale moyenne (°C) −35,9 −37 −36,1 −28,2 −14,9 −3,2 0,7 −1,8 −12,2 −22,8 −30 −33,7 −21,3 Température moyenne (°C) −32,4 −33,4 −32,4 −24,4 −11,8 −0,8 3,3 0,8 −9,2 −19,4 −26,4 −30,1 −18 Température maximale moyenne (°C) −28,8 −29,8 −28,7 −20,5 −8,7 1,6 5,9 3,3 −6 −15,8 −22,8 −26,4 −14,7 Record de froid (°C) date du record −48,9 1966 −50 1979 −49,4 1970 −45,6 1954 −29 1989 −13,9 1963 −6,3 1982 −15 1952 −28,2 1979 −39,4 1962 −43,5 1980 −46,1 1951 −50 1979 Record de chaleur (°C) date du record 0 1958 1,1 1965 −2,2 1957 −0,2 1978 7,8 1951 18,2 2000 20 1956 19,5 1990 11,2 1989 4,4 1968 0,6 1963 3,2 1978 20 1956 Ensoleillement (h) 0 0 0 377 415,1 308,5 293,4 238 91,3 0 0 0 1 723 Précipitations (mm) 6,8 6,3 7 10,3 11 11,1 27,8 21,2 23,4 12,3 9,7 6,8 153,8

Source : « données climatiques », sur Environnement Canada (consulté en septembre 2012)

Articles connexes

Glace

Glacier

Inlandsis

Iceberg

Barrière de glace

Glace de fond

北冰洋的海冰范围从三月到九月的变化

海冰是海水变冷时结成的浮冰。由于海水不是纯净的水，海水结冰的温度是-1.8 °C（28.8 °F）。

海冰的形状和大小都多种多样，但狭义上来说，海冰与浮在海面上的冰山是不一样的。冰山是冰架或冰川断裂后漂浮到海洋上而形成的，而不是由海水结成的冰。冰山是由紧致的冰块构成的，因此是纯净的。海冰虽然是由不纯净的海水凝结而成，但由于结冰过程中盐分被排出，所以形成的也是接近纯净的冰。然而由于盐分可能会以结晶等形式成为杂质留在冰中，所以海冰的物理性质和一般的冰会有不同。

海冰对高纬度地区以至极地地区的水文、热力循环、洋流和生态系统都有重大影响。海冰过多时可能会导致海港封港，堵塞航道，挤压船舶等问题，因此也是高纬度地区海洋灾害的一种。

海冰的种类

一张1943年的关于洋流和海冰分布的地图。 斯堪的纳维亚半岛在冬季的卫星图像。波的尼亚湾和白海都被海冰覆盖。 海冰依形成的方式，可分为两种。一种是沿海岸凝结的海冰，另外是依附浅海大陆架上层的海床结成的海冰，称为固定冰。这样形成的海冰，由于贴靠陆地，不会随洋流和季风而漂流。 另一种海冰则是浮冰，或称流冰。顾名思义，浮冰是漂浮在海面上的冰。由于没有依附陆地，浮冰会随着海面上海水的运动或海风的吹动而运动。当大量浮冰堆积在一起时，会形成堆冰。堆冰可能会自由漂浮，也有可能在经过海岸附近时被沿岸的海冰阻截“俘获”而成为沿岸海冰的一部分。 海冰聚集得最多的地方是地球南北两极附近的极地。它们主要是在北极附近的北冰洋以及南极洲附近的南冰洋上。随着季节变化，海冰的数量和大小都会有显着变化。庞大的海冰在融解和形成时都会对影响地球的水循环，从而影响地球的气候。

海冰的形成

普通的纯净水的密度在4°C时达到最大，在0°C时结冰。而海水中由于含有盐分，所以密度最大时的温度和结冰时的温度都与纯水不同，而取决于海水的盐度。当海水的盐度（按千分比计）不超过24.69时，，也就是说，海水表面的气温逐渐下降时，表层海水的温度首先达到密度最大温度，于是表面海水下沉，形成对流。当气温下降到附近时，表面的海水已经不会往下沉了，因为下面的海水密度更大，于是表层海水直接结冰。而如果盐度（按千分比计）超过了24.69，那幺，海面气温下降时首先接近结冰点，这时表层海水由于降温的时候密度变大，所以下沉，而较为温暖的海水上升，形成对流，一直到海水结冰为止。这样的海水结冰过程较为缓慢。 海冰可以在海水中的任一个深度开始形成。在海水表面以下生成的海冰称为水下冰或潜冰，而在海底生成的海冰则称为锚冰。海冰生成以后，由于密度比海水小，会逐渐上升，和海面生成的海冰结合，使海面的海冰逐渐变厚。海冰生成时会将饱和的盐分析出，但也有可能来不及析出而留在冰晶内部，形成所谓的“盐泡”。同时，海水中有不少小气泡，当结成海冰时，气泡也可能留在海冰的冰晶之间，形成“气泡”。因此海冰其实是冰晶、盐泡和气泡的混合体。

浮冰的成长形态

北大西洋上的海冰 海面上的浮冰（流冰）并不是一时就能够形成的，它的形成过程可以分为几个阶段。 初生冰 当海上气温下降到海水的冰点，或有雪降到低温的海面上时，海水会开始结冰。这时结成的海冰还不是大块形状，而是呈针状、薄片状、浆糊状或绵状。 冰皮 冰皮是由平静的海面直接冰冻结成或者是由初生冰继续冰冻而成的海面冰层。它的厚度大概是5厘米，比较脆，容易被海面的风或海面的水流弄碎，变成长方形的薄冰块。 尼罗冰 当初生冰成长到厚度约有10厘米时，开始变得比较有弹性，但依然容易断折。 莲叶冰 莲叶冰是直径在30厘米到3米之间，厚度10厘米左右的浮冰。在较为平静的海面上，初生冰可以直接冻结为莲叶冰。而大块的冰皮或尼罗冰破碎后也可以形成莲叶冰。莲叶冰的边缘由于与其它冰块碰撞，而形成一圈凸起，而且形状近似圆形，所以仿佛海面上的一朵朵莲叶，故称为莲叶冰。 灰冰和灰白冰和白冰 当寒冷持续时，初生冰、尼罗冰、冰皮和莲叶冰会混杂在一起，厚度继续增加。当厚度增加到10至15厘米时，冰面多呈灰色，称为灰冰。灰冰脆而易断，受挤压的时候会折断而重叠，增加厚度。厚度增加到15至30厘米时，冰块颜色从灰色过渡到灰白色，称为灰白冰。而当厚度增加到30厘米以上时，色泽变为白色，表面凹凸不平，形状也变得不规则了，这时的浮冰称为白冰。 一年冰 一年冰是指成长期没有超过一个冬季的白冰，一般厚度在30厘米以上。 多年冰（老冰） 多年冰是指至少经过了一个夏季的海冰。由于经过夏天受热，表面融解再结冰，使得表面比较光滑。同时，由于夏季融解时冰晶中的盐泡会融合或析出，老冰的盐度会比一年冰低，而且随着年龄递减。老冰的颜色一般是青色或蓝绿色。

固定冰的形态