“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 384 — #407
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Paléoclimatologie
Il existe différentes méthodes pour mesurer la quantité de glace stockée
sur une calotte :
a) La mesure des flux entrants (accumulation neigeuse) et sortants
(ablation, décharges à l’océan). L’accumulation de neige est souvent estimée à partir des couches annuelles des carottes de glace et interpolées
entre les sites des différents forages. Par ailleurs, l’utilisation de modèles atmosphériques à haute résolution est de plus en plus fréquente.
Les décharges de glace vers l’océan sont estimées à partir de mesures
sismiques ou radar de l’épaisseur de glace et des mesures des vitesses
d’écoulement. L’ablation est généralement déterminée à partir des modèles de glace forcés par les ré-analyses atmosphériques, la climatologie
ou des climats issus de modèles globaux sont étalonnés par rapport aux
observations de surface. La perte de masse sous les plateaux glaciaires
reste, quant à elle, très difficile à quantifier. De manière générale, l’estimation des flux entrants et sortants reste difficile à évaluer à mieux
que 5 %, ce qui implique des incertitudes de 40 et 140 Gt/an pour le
Groenland et l’Antarctique respectivement, sur l’estimation du bilan de
masse.
b) Les techniques de télédétection. Celles-ci regroupent les mesures
altimétriques effectuées à partir d’ondes radar, l’interférométrie et la
gravimétrie. L’interférométrie renseigne sur les vitesses d’écoulement.
Les mesures altimétriques apportent des informations sur les variations
spatio-temporelles de la topographie, qui permettent de remonter aux
variations de volume de la calotte, après corrections de l’altitude du
socle rocheux, et des variations de hauteur et de densité du névé. Par
ailleurs, ces mesures sont fortement dépendantes de la nature du terrain
(surface plane, en pente ou présentant des ondulations) et des conditions
de surface de la neige (densité, viscosité. . . ) et peuvent, dans certains cas
poser des problèmes d’interprétation. Enfin, les mesures satellitaires du
champ de gravité permettent pour la première fois d’accéder aux changements de masse de la calotte. Mais il persiste, là encore, des incertitudes
significatives, notamment sur l’origine du changement de masse mesuré,
car celui-ci peut provenir de la calotte, de la colonne d’air, de l’évolution du socle rocheux sous-glaciaire ou encore des masses présentes à
proximité de la calotte (i.e. masse de l’océan, masse d’eau et de neige
contenue sur les continents adjacents). Ces différents effets sont évalués,
puis corrigés, mais il existe une incertitude importante, principalement
pour la correction d’altitude du socle rocheux de l’Antarctique. D’autres
sources d’incertitudes attachées aux mesures satellitaires proviennent
du fait que celles-ci n’offrent pas une couverture complète des calottes.
Par ailleurs, au Groenland par exemple, les techniques de télédétection
peuvent, lors d’épisodes pluvieux, sous-estimer l’étendue de la surface
sensible à l’ablation ou l’augmentation des précipitations en certaines
régions de la calotte.
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Paléoclimatologie
Il existe différentes méthodes pour mesurer la quantité de glace stockée
sur une calotte :
a) La mesure des flux entrants (accumulation neigeuse) et sortants
(ablation, décharges à l’océan). L’accumulation de neige est souvent estimée à partir des couches annuelles des carottes de glace et interpolées
entre les sites des différents forages. Par ailleurs, l’utilisation de modèles atmosphériques à haute résolution est de plus en plus fréquente.
Les décharges de glace vers l’océan sont estimées à partir de mesures
sismiques ou radar de l’épaisseur de glace et des mesures des vitesses
d’écoulement. L’ablation est généralement déterminée à partir des modèles de glace forcés par les ré-analyses atmosphériques, la climatologie
ou des climats issus de modèles globaux sont étalonnés par rapport aux
observations de surface. La perte de masse sous les plateaux glaciaires
reste, quant à elle, très difficile à quantifier. De manière générale, l’estimation des flux entrants et sortants reste difficile à évaluer à mieux
que 5 %, ce qui implique des incertitudes de 40 et 140 Gt/an pour le
Groenland et l’Antarctique respectivement, sur l’estimation du bilan de
masse.
b) Les techniques de télédétection. Celles-ci regroupent les mesures
altimétriques effectuées à partir d’ondes radar, l’interférométrie et la
gravimétrie. L’interférométrie renseigne sur les vitesses d’écoulement.
Les mesures altimétriques apportent des informations sur les variations
spatio-temporelles de la topographie, qui permettent de remonter aux
variations de volume de la calotte, après corrections de l’altitude du
socle rocheux, et des variations de hauteur et de densité du névé. Par
ailleurs, ces mesures sont fortement dépendantes de la nature du terrain
(surface plane, en pente ou présentant des ondulations) et des conditions
de surface de la neige (densité, viscosité. . . ) et peuvent, dans certains cas
poser des problèmes d’interprétation. Enfin, les mesures satellitaires du
champ de gravité permettent pour la première fois d’accéder aux changements de masse de la calotte. Mais il persiste, là encore, des incertitudes
significatives, notamment sur l’origine du changement de masse mesuré,
car celui-ci peut provenir de la calotte, de la colonne d’air, de l’évolution du socle rocheux sous-glaciaire ou encore des masses présentes à
proximité de la calotte (i.e. masse de l’océan, masse d’eau et de neige
contenue sur les continents adjacents). Ces différents effets sont évalués,
puis corrigés, mais il existe une incertitude importante, principalement
pour la correction d’altitude du socle rocheux de l’Antarctique. D’autres
sources d’incertitudes attachées aux mesures satellitaires proviennent
du fait que celles-ci n’offrent pas une couverture complète des calottes.
Par ailleurs, au Groenland par exemple, les techniques de télédétection
peuvent, lors d’épisodes pluvieux, sous-estimer l’étendue de la surface
sensible à l’ablation ou l’augmentation des précipitations en certaines
régions de la calotte.