“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 55 — #78
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2. Cryosphère et niveau marin
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décrit par l’équation suivante :
RSL(ω, t
BP ) = S(ω, t
BP ) − S(ω, t
P )
(2.2)
avec ω, les coordonnées géographiques, t
BP , un temps Before Present, et
t
P , le temps présent. L’équation (2.2) décrit le niveau relatif comme étant
la différence de niveau de la mer entre le niveau à t
BP et le niveau actuel.
Lors de la formation de calottes de glace sur les continents, les régions
alentour ou plus éloignées ont été affectées différemment en fonction de la
distance par rapport aux calottes, par les mouvements de la lithosphère et
du manteau et vont donc présenter une courbe de niveau marin qui reflètera
la tendance des variations marines régionales. Ces tendances ont été regroupées en zones dites « zones de Clark ». La figure centrale est le résultat
de modélisations des variations du niveau de la mer dues au rebond postglaciaire lors du DMG selon le modèle de glace ICE-5G (Peltier, 2004). Le
graphique représente les variations du niveau marin depuis 18 000 ans. Les
courbes sont associées à leurs couleurs respectives sur le globe terrestre et
correspondent chacune à une tendance régionale différente de variations
du niveau marin. Les zones roses et violettes correspondent aux régions
qui étaient recouvertes de glace au DMG, ou très proches de celles-ci, très
affectées par le rebond de la lithosphère depuis le DMG. La zone bleu foncé
est associée à des régions montrant une subsidence de la lithosphère depuis
le DMG. La zone bleu clair correspond à des régions ayant subi l’influence
de la fonte tardive de glace provenant de l’Antarctique après 9 ka BP (pic
observé au-dessus du niveau marin actuel).
Le niveau des mers est une surface équipotentielle du champ de pesanteur terrestre (le géoïde) et ce champ de gravité est lié à la répartition des
masses. Il se modifie en présence d’une calotte ou en raison de déplacements
de l’asthénosphère (partie ductile du manteau terrestre). Ce phénomène est
donc également à prendre en compte dans l’interprétation des niveaux des
mers relatifs. Nous voyons que l’isostasie complique considérablement l’interprétation des observations, par contre ce mécanisme donne accès aux masses
passées des différentes calottes. L’extension des calottes est en général estimée par des données géomorphologiques. L’inversion des données de niveau
des mers relatifs avec des modèles de rebond isostatique (incluant le calcul du
géoïde) nous donne leur épaisseur passée (Clark, 2002).
Enfin, les calottes reposent souvent sur un socle rocheux qui est en dessous
du niveau des mers. C’est le cas par exemple de l’Antarctique de l’Ouest
actuellement. Lorsque la calotte fond, la mer remplace le volume de glace
située en dessous de la flottaison et l’impact sur le niveau marin en est diminué.
On appelle cette quantité d’eau « glace implicite ».
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2. Cryosphère et niveau marin
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décrit par l’équation suivante :
RSL(ω, t
BP ) = S(ω, t
BP ) − S(ω, t
P )
(2.2)
avec ω, les coordonnées géographiques, t
BP , un temps Before Present, et
t
P , le temps présent. L’équation (2.2) décrit le niveau relatif comme étant
la différence de niveau de la mer entre le niveau à t
BP et le niveau actuel.
Lors de la formation de calottes de glace sur les continents, les régions
alentour ou plus éloignées ont été affectées différemment en fonction de la
distance par rapport aux calottes, par les mouvements de la lithosphère et
du manteau et vont donc présenter une courbe de niveau marin qui reflètera
la tendance des variations marines régionales. Ces tendances ont été regroupées en zones dites « zones de Clark ». La figure centrale est le résultat
de modélisations des variations du niveau de la mer dues au rebond postglaciaire lors du DMG selon le modèle de glace ICE-5G (Peltier, 2004). Le
graphique représente les variations du niveau marin depuis 18 000 ans. Les
courbes sont associées à leurs couleurs respectives sur le globe terrestre et
correspondent chacune à une tendance régionale différente de variations
du niveau marin. Les zones roses et violettes correspondent aux régions
qui étaient recouvertes de glace au DMG, ou très proches de celles-ci, très
affectées par le rebond de la lithosphère depuis le DMG. La zone bleu foncé
est associée à des régions montrant une subsidence de la lithosphère depuis
le DMG. La zone bleu clair correspond à des régions ayant subi l’influence
de la fonte tardive de glace provenant de l’Antarctique après 9 ka BP (pic
observé au-dessus du niveau marin actuel).
Le niveau des mers est une surface équipotentielle du champ de pesanteur terrestre (le géoïde) et ce champ de gravité est lié à la répartition des
masses. Il se modifie en présence d’une calotte ou en raison de déplacements
de l’asthénosphère (partie ductile du manteau terrestre). Ce phénomène est
donc également à prendre en compte dans l’interprétation des niveaux des
mers relatifs. Nous voyons que l’isostasie complique considérablement l’interprétation des observations, par contre ce mécanisme donne accès aux masses
passées des différentes calottes. L’extension des calottes est en général estimée par des données géomorphologiques. L’inversion des données de niveau
des mers relatifs avec des modèles de rebond isostatique (incluant le calcul du
géoïde) nous donne leur épaisseur passée (Clark, 2002).
Enfin, les calottes reposent souvent sur un socle rocheux qui est en dessous
du niveau des mers. C’est le cas par exemple de l’Antarctique de l’Ouest
actuellement. Lorsque la calotte fond, la mer remplace le volume de glace
située en dessous de la flottaison et l’impact sur le niveau marin en est diminué.
On appelle cette quantité d’eau « glace implicite ».