“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 54 — #77
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Paléoclimatologie
Encadré 1. Glacio-isostasie.
Le rebond post-glaciaire : les variations relatives du niveau de la mer
résultent de processus tectoniques et de changements climatiques. Ces derniers impliquent l’accrétion ou la fonte des calottes de glace sur les continents (plus de 5 kilomètres d’épaisseur). Durant les périodes glaciaires, la
pression exercée par le poids des calottes de glaces accrétées sur les continents a modifié la forme de la surface créant de larges déflexions dans
la lithosphère. Ces changements de forme ont induit des perturbations du
géoïde (surface équipotentielle du champ de gravité terrestre qui correspond
à la surface théorique des océans) ainsi que des déplacements verticaux et
horizontaux de la lithosphère et du manteau. Quand la forme de la Terre
ou le volume des océans changent, le géoïde est modifié ainsi donc que le
niveau de la mer. Lors de la fonte des calottes continentales, la lithosphère
se trouve libérée du poids de la glace et la déflexion se résorbe à une vitesse
qui dépend de la viscosité du manteau. Cette relaxation est appelée « rebond
post-glaciaire », post-glaciaire décrivant la période de -6000 (ka BP) à aujourd’hui (6 ka BP marque la fin de la fonte des calottes de l’hémisphère
Nord : La Laurentide et la calotte Eurasienne ayant complètement fondu).
Pour le Dernier Maximum Glaciaire (DMG), le temps de relaxation de la
lithosphère est estimé à 3000 ans environ.
Niveau des mers :
les variations du niveau des mers sont dues aux changements de surface
du géoïde, de topographie de la Terre solide et de masse des océans. Le
niveau de la mer peut se décomposer en trois contributions : le niveau dû
à la charge de glace (S
ICE ), celui dû à la charge océanique (S
OCE ) et
celui dû au glacio-eustatisme (S
EU S ).
S = S
ICE + S
EU S + S
OCE
(2.1)
Les variations glacio-eustatiques du niveau de la mer sont contrôlées par
la quantité de glace stockée sur les continents. Dans les modèles de glacioisostasie, le niveau des mers glacio-eustatique est défini pour une Terre
totalement rigide, sans perturbation du champ de gravité. Les modèles de
glacio-isostasie permettent d’estimer que le niveau eustatique lors du Dernier Maximum Glaciaire était en moyenne de 130 ± 10 m en dessous du
niveau marin actuel (Lambeck, et al. EPILOG 2002). Cette estimation
du niveau eustatique est principalement basée sur la mesure des terrasses
coralliennes provenant de sites n’ayant pas été affectés par le rebond postglaciaire, comme les Seychelles, mais aussi des calculs des modèles glacioisostatiques visant à reproduire les variations relatives du niveau de la mer.
Le niveau de la mer à une époque donnée et à un endroit donné par rapport
à l’actuel, est défini comme étant le niveau relatif de la mer et peut être
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Paléoclimatologie
Encadré 1. Glacio-isostasie.
Le rebond post-glaciaire : les variations relatives du niveau de la mer
résultent de processus tectoniques et de changements climatiques. Ces derniers impliquent l’accrétion ou la fonte des calottes de glace sur les continents (plus de 5 kilomètres d’épaisseur). Durant les périodes glaciaires, la
pression exercée par le poids des calottes de glaces accrétées sur les continents a modifié la forme de la surface créant de larges déflexions dans
la lithosphère. Ces changements de forme ont induit des perturbations du
géoïde (surface équipotentielle du champ de gravité terrestre qui correspond
à la surface théorique des océans) ainsi que des déplacements verticaux et
horizontaux de la lithosphère et du manteau. Quand la forme de la Terre
ou le volume des océans changent, le géoïde est modifié ainsi donc que le
niveau de la mer. Lors de la fonte des calottes continentales, la lithosphère
se trouve libérée du poids de la glace et la déflexion se résorbe à une vitesse
qui dépend de la viscosité du manteau. Cette relaxation est appelée « rebond
post-glaciaire », post-glaciaire décrivant la période de -6000 (ka BP) à aujourd’hui (6 ka BP marque la fin de la fonte des calottes de l’hémisphère
Nord : La Laurentide et la calotte Eurasienne ayant complètement fondu).
Pour le Dernier Maximum Glaciaire (DMG), le temps de relaxation de la
lithosphère est estimé à 3000 ans environ.
Niveau des mers :
les variations du niveau des mers sont dues aux changements de surface
du géoïde, de topographie de la Terre solide et de masse des océans. Le
niveau de la mer peut se décomposer en trois contributions : le niveau dû
à la charge de glace (S
ICE ), celui dû à la charge océanique (S
OCE ) et
celui dû au glacio-eustatisme (S
EU S ).
S = S
ICE + S
EU S + S
OCE
(2.1)
Les variations glacio-eustatiques du niveau de la mer sont contrôlées par
la quantité de glace stockée sur les continents. Dans les modèles de glacioisostasie, le niveau des mers glacio-eustatique est défini pour une Terre
totalement rigide, sans perturbation du champ de gravité. Les modèles de
glacio-isostasie permettent d’estimer que le niveau eustatique lors du Dernier Maximum Glaciaire était en moyenne de 130 ± 10 m en dessous du
niveau marin actuel (Lambeck, et al. EPILOG 2002). Cette estimation
du niveau eustatique est principalement basée sur la mesure des terrasses
coralliennes provenant de sites n’ayant pas été affectés par le rebond postglaciaire, comme les Seychelles, mais aussi des calculs des modèles glacioisostatiques visant à reproduire les variations relatives du niveau de la mer.
Le niveau de la mer à une époque donnée et à un endroit donné par rapport
à l’actuel, est défini comme étant le niveau relatif de la mer et peut être