“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 48 — #71
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Paléoclimatologie
contenant l’isotope
18 O de l’oxygène plutôt que l’isotope
16 O, le plus répandu,
voir chapitre 20, tome 1). Cet enrichissement engendre des variations de la
composition isotopique des coquilles calcaires des foraminifères conservés dans
les sédiments. La composition isotopique des foraminifères dépend toutefois
également de la température à laquelle la calcite a été formée, de sorte qu’il
faut corriger le signal benthique pour en déduire les variations du niveau de
la mer.
On peut d’autre part essayer de comprendre les mécanismes physiques qui
gouvernent la formation puis l’évolution de ces masses de glace. Dans les deux
cas, on peut s’appuyer sur l’observation des deux grandes calottes qui restent,
l’Antarctique et le Groenland. Enfin, la simulation numérique utilise toutes
ces informations (mécanismes, données) pour développer des modèles qui calculent l’évolution des calottes polaires en interaction avec le climat. Ces outils
(que nous appellerons « modèles de calotte » dans la suite) permettent par
exemple d’étudier le rôle des calottes dans le système climatique, en particulier les effets non linéaires qui peuvent amplifier les forçages liés aux variations
des paramètres orbitaux de la Terre. Ces modèles sont aussi des outils indispensables pour évaluer l’augmentation du niveau des mers dans le contexte
du réchauffement climatique.
2.1.1 Qu’est-ce qu’une calotte glaciaire ?
Quelques définitions de termes glaciologiques
Une calotte glaciaire est une masse de glace d’eau douce reposant sur
la terre. Par rapport à un glacier de montagne, une différence notable est
que le point culminant d’une calotte est constitué de glace, souvent appelé
dôme, alors qu’un glacier descend d’une montagne (ou d’une calotte). Le
mont Blanc est ainsi une petite calotte dont sont issus des glaciers. Il existe
des calottes de différentes tailles : certains sommets de montagne complètement englacés sur quasiment tous les grands massifs du Monde ; des calottes
sensiblement plus importantes (ice caps en anglais) sur les archipels arctiques
(Fig. 2.1), en Islande, dans la péninsule Antarctique et certaines îles de l’océan
Austral. Enfin, les deux grandes calottes (ice sheets en anglais) que sont le
Groenland et l’Antarctique couvrent quasiment le continent sur lequel elles
reposent elles sont parfois appelées inlandsis (littéralement « glace à l’intérieur
des terres »).
Lorsque la glace d’une calotte s’écoule jusqu’à la côte, elle se met à flotter sur la mer, formant soit des langues de glace, soit des plates-formes de
glace flottantes (ice-shelves, terme anglais que nous utiliserons par la suite, le
terme français étant trop lourd). Actuellement, les plus grandes d’entre elles
sont celles de Ross et de Ronne-Filchner, en Antarctique (voir carte sur figure 2.2). La ligne où la glace commence à flotter s’appelle ligne d’échouage
(grounding line), et nous y reviendrons car elle est importante pour l’évolution d’une calotte. L’épaisseur des ice-shelves peut atteindre 2 000 m à la
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Paléoclimatologie
contenant l’isotope
18 O de l’oxygène plutôt que l’isotope
16 O, le plus répandu,
voir chapitre 20, tome 1). Cet enrichissement engendre des variations de la
composition isotopique des coquilles calcaires des foraminifères conservés dans
les sédiments. La composition isotopique des foraminifères dépend toutefois
également de la température à laquelle la calcite a été formée, de sorte qu’il
faut corriger le signal benthique pour en déduire les variations du niveau de
la mer.
On peut d’autre part essayer de comprendre les mécanismes physiques qui
gouvernent la formation puis l’évolution de ces masses de glace. Dans les deux
cas, on peut s’appuyer sur l’observation des deux grandes calottes qui restent,
l’Antarctique et le Groenland. Enfin, la simulation numérique utilise toutes
ces informations (mécanismes, données) pour développer des modèles qui calculent l’évolution des calottes polaires en interaction avec le climat. Ces outils
(que nous appellerons « modèles de calotte » dans la suite) permettent par
exemple d’étudier le rôle des calottes dans le système climatique, en particulier les effets non linéaires qui peuvent amplifier les forçages liés aux variations
des paramètres orbitaux de la Terre. Ces modèles sont aussi des outils indispensables pour évaluer l’augmentation du niveau des mers dans le contexte
du réchauffement climatique.
2.1.1 Qu’est-ce qu’une calotte glaciaire ?
Quelques définitions de termes glaciologiques
Une calotte glaciaire est une masse de glace d’eau douce reposant sur
la terre. Par rapport à un glacier de montagne, une différence notable est
que le point culminant d’une calotte est constitué de glace, souvent appelé
dôme, alors qu’un glacier descend d’une montagne (ou d’une calotte). Le
mont Blanc est ainsi une petite calotte dont sont issus des glaciers. Il existe
des calottes de différentes tailles : certains sommets de montagne complètement englacés sur quasiment tous les grands massifs du Monde ; des calottes
sensiblement plus importantes (ice caps en anglais) sur les archipels arctiques
(Fig. 2.1), en Islande, dans la péninsule Antarctique et certaines îles de l’océan
Austral. Enfin, les deux grandes calottes (ice sheets en anglais) que sont le
Groenland et l’Antarctique couvrent quasiment le continent sur lequel elles
reposent elles sont parfois appelées inlandsis (littéralement « glace à l’intérieur
des terres »).
Lorsque la glace d’une calotte s’écoule jusqu’à la côte, elle se met à flotter sur la mer, formant soit des langues de glace, soit des plates-formes de
glace flottantes (ice-shelves, terme anglais que nous utiliserons par la suite, le
terme français étant trop lourd). Actuellement, les plus grandes d’entre elles
sont celles de Ross et de Ronne-Filchner, en Antarctique (voir carte sur figure 2.2). La ligne où la glace commence à flotter s’appelle ligne d’échouage
(grounding line), et nous y reviendrons car elle est importante pour l’évolution d’une calotte. L’épaisseur des ice-shelves peut atteindre 2 000 m à la