“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 62 — #85
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Paléoclimatologie
s’abaisse avec la pression de glace et donc la profondeur. Sous 3 000 m de
glace, le point de fusion se situe vers −2,2
◦ C.
On voit que les champs de température et de vitesse sont couplés par l’intermédiaire de plusieurs termes. On appelle cette interdépendance « couplage
thermo-mécanique », et ce couplage conduit à une rétroaction positive qui
peut avoir des effets importants sur l’évolution de la calotte. Supposons, par
exemple, qu’une calotte soit en train de grossir. Sa température basale augmente à cause de l’effet isolant de l’épaisseur de glace, ce qui fait diminuer
sa viscosité et favorise la déformation. Celle-ci produit de la chaleur qui augmente encore à son tour la température. Cette boucle de rétroaction positive
va rapidement conduire la base au point de fusion où la production d’eau va
prendre le relais pour une deuxième rétroaction (plus il y a d’eau, plus la
vitesse basale est grande et plus cela produit de la chaleur qui est utilisée
à fondre la glace). Ces rétroactions ont été suggérées comme explication des
débâcles d’icebergs enregistrées sous la forme de couches d’IRD (ice rafted debris) dans les sédiments marins lors des périodes glaciaire (voir chapitre 20). Il
est clair que ce mécanisme est en jeu pour le déclenchement d’un écoulement
rapide. Par contre, les modèles numériques les plus réalistes ont du mal à simuler le retour à une phase lente suggéré par les observations de la variabilité
climatique rapide durant les périodes glaciaires.
Lorsque la calotte se termine par un bord marin, les fleuves de glace arrivent dans la mer et forment des ice-shelves. Si la baie est suffisamment
fermée, ces ice-shelves limitent l’écoulement des fleuves dont ils sont issus ou
qui donnent sur la même baie. On appelle cela un effet d’arc-boutant. Cet effet
intervient à toutes les échelles, depuis les petites baies de quelques kilomètres
jusqu’aux grands ice-shelves, comme le Ross et le Ronne (voir Fig. 2.2). La
géométrie et la dynamique des fleuves de glace s’équilibrent en tenant compte
de cet arc-boutant mais si un ice-shelf vient à se désintégrer (par exemple,
sous l’effet de la chaleur océanique qui le fait fondre par en dessous), c’est le
drainage de tous les fleuves de glace tributaires qui peut s’en trouver fortement
augmenté. Ce phénomène s’est produit il y a quelques années en péninsule antarctique, après la désintégration du Larsen Ice shelf. On peut se demander
à quel point il a contribué aux variations glaciaires dans le passé et s’il ne
constitue pas une explication alternative aux couches d’IRD retrouvées dans
les carottes marines et qui témoignent d’arrivées d’icebergs.
Pour la modélisation mécanique de la partie flottante, on peut tirer de
l’approximation « shallow shelf » une relation entre vitesse d’extension (variation de vitesse le long de l’écoulement) et épaisseur de l’ice-shelf (à une
certaine puissance qui dépend des auteurs). Si l’ice-shelf n’est pas confiné (s’il
ne frotte pas sur les bords ni sur une île), sa vitesse augmente alors, depuis
la ligne d’échouage jusqu’au front, où elle peut dépasser le kilomètre par an.
Surtout, cette approximation permet de démontrer que la ligne d’échouage ne
peut pas être stable si le socle est sous le niveau de la mer et à contre-pente
(s’il remonte lorsqu’on va depuis le centre vers le bord de la calotte, Schoof
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Paléoclimatologie
s’abaisse avec la pression de glace et donc la profondeur. Sous 3 000 m de
glace, le point de fusion se situe vers −2,2
◦ C.
On voit que les champs de température et de vitesse sont couplés par l’intermédiaire de plusieurs termes. On appelle cette interdépendance « couplage
thermo-mécanique », et ce couplage conduit à une rétroaction positive qui
peut avoir des effets importants sur l’évolution de la calotte. Supposons, par
exemple, qu’une calotte soit en train de grossir. Sa température basale augmente à cause de l’effet isolant de l’épaisseur de glace, ce qui fait diminuer
sa viscosité et favorise la déformation. Celle-ci produit de la chaleur qui augmente encore à son tour la température. Cette boucle de rétroaction positive
va rapidement conduire la base au point de fusion où la production d’eau va
prendre le relais pour une deuxième rétroaction (plus il y a d’eau, plus la
vitesse basale est grande et plus cela produit de la chaleur qui est utilisée
à fondre la glace). Ces rétroactions ont été suggérées comme explication des
débâcles d’icebergs enregistrées sous la forme de couches d’IRD (ice rafted debris) dans les sédiments marins lors des périodes glaciaire (voir chapitre 20). Il
est clair que ce mécanisme est en jeu pour le déclenchement d’un écoulement
rapide. Par contre, les modèles numériques les plus réalistes ont du mal à simuler le retour à une phase lente suggéré par les observations de la variabilité
climatique rapide durant les périodes glaciaires.
Lorsque la calotte se termine par un bord marin, les fleuves de glace arrivent dans la mer et forment des ice-shelves. Si la baie est suffisamment
fermée, ces ice-shelves limitent l’écoulement des fleuves dont ils sont issus ou
qui donnent sur la même baie. On appelle cela un effet d’arc-boutant. Cet effet
intervient à toutes les échelles, depuis les petites baies de quelques kilomètres
jusqu’aux grands ice-shelves, comme le Ross et le Ronne (voir Fig. 2.2). La
géométrie et la dynamique des fleuves de glace s’équilibrent en tenant compte
de cet arc-boutant mais si un ice-shelf vient à se désintégrer (par exemple,
sous l’effet de la chaleur océanique qui le fait fondre par en dessous), c’est le
drainage de tous les fleuves de glace tributaires qui peut s’en trouver fortement
augmenté. Ce phénomène s’est produit il y a quelques années en péninsule antarctique, après la désintégration du Larsen Ice shelf. On peut se demander
à quel point il a contribué aux variations glaciaires dans le passé et s’il ne
constitue pas une explication alternative aux couches d’IRD retrouvées dans
les carottes marines et qui témoignent d’arrivées d’icebergs.
Pour la modélisation mécanique de la partie flottante, on peut tirer de
l’approximation « shallow shelf » une relation entre vitesse d’extension (variation de vitesse le long de l’écoulement) et épaisseur de l’ice-shelf (à une
certaine puissance qui dépend des auteurs). Si l’ice-shelf n’est pas confiné (s’il
ne frotte pas sur les bords ni sur une île), sa vitesse augmente alors, depuis
la ligne d’échouage jusqu’au front, où elle peut dépasser le kilomètre par an.
Surtout, cette approximation permet de démontrer que la ligne d’échouage ne
peut pas être stable si le socle est sous le niveau de la mer et à contre-pente
(s’il remonte lorsqu’on va depuis le centre vers le bord de la calotte, Schoof