“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 63 — #86
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2. Cryosphère et niveau marin
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2007). Cette instabilité s’explique qualitativement de la façon suivante : si le
flux de glace à la ligne d’échouage croît fortement avec l’épaisseur de glace, le
moindre recul de la ligne d’échouage, initié par exemple par la désintégration
de l’ice-shelf correspondant, va intensifier le drainage, ce qui va entraîner un
nouveau recul de la ligne d’échouage. Ce résultat est particulièrement important parce qu’il indique que certaines calottes sont par nature instables, car
la position de la ligne d’échouage conditionne l’étendue de la calotte et son
volume. C’est le cas en particulier de l’Antarctique de l’Ouest, mais aussi de
quelques régions de l’Antarctique de l’Est. En ce qui concerne les calottes des
dernières glaciations, cette instabilité pourrait avoir contribué à la rapidité de
la déglaciation qui n’est pas encore complètement comprise.
Enfin, l’isostasie sous-glaciaire (voir Fig. 2.4) est un dernier mécanisme qui
joue un rôle important car il module bon nombre des autres. Par exemple,
l’enfoncement de la croûte terrestre sous le poids de la glace ne change pas
directement l’épaisseur mais modifie l’altitude de la surface permettant une
fusion plus intense, puisque la surface se trouve plus basse. Par ailleurs, la
pente de la surface s’en trouve également diminuée, ce qui ralentit l’écoulement et tend à faire grossir la calotte. Comme l’isostasie intervient avec un
déphasage, cela conduit de plus à des effets fortement non-linéaires. La position de la ligne d’échouage est un autre exemple d’élément très sensible à
l’isostasie, car celle-ci est définie par une condition de flottaison (du côté marin), et c’est le niveau des mers relatif, lui-même affecté par l’isostasie, qui
conditionne cette position.
2.3 Reconstructions du niveau des mers
et des calottes du passé
Au cours des derniers millions d’années, la Terre a connu une succession de
périodes glaciaires durant lesquelles d’immenses calottes ont recouvert l’Amérique du Nord, l’Eurasie et de nombreux massifs montagneux de par le monde
(dont les Alpes). Ces longues périodes glaciaires étaient entrecoupées d’interglaciaires, à l’instar de l’époque actuelle, où régnait un climat chaud qui
cantonnait l’englacement aux régions polaires et aux plus hautes montagnes.
Ces évolutions de la cryosphère sont étudiées depuis le xix
e siècle mais une
compréhension globale de ces phénomènes n’a été possible que depuis quelques
décennies, grâce à l’observation directe des calottes actuelles et à la mise
en évidence des informations paléoclimatiques contenues dans les nombreux
dépôts sédimentaires.
2.3.1 Les données qui permettent de reconstruire
la géographie des calottes passées
La reconstruction du niveau des mers via le rapport
18 O/
16 O de l’océan
fournit une courbe de l’évolution dans le temps de la quantité de glace
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2. Cryosphère et niveau marin
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2007). Cette instabilité s’explique qualitativement de la façon suivante : si le
flux de glace à la ligne d’échouage croît fortement avec l’épaisseur de glace, le
moindre recul de la ligne d’échouage, initié par exemple par la désintégration
de l’ice-shelf correspondant, va intensifier le drainage, ce qui va entraîner un
nouveau recul de la ligne d’échouage. Ce résultat est particulièrement important parce qu’il indique que certaines calottes sont par nature instables, car
la position de la ligne d’échouage conditionne l’étendue de la calotte et son
volume. C’est le cas en particulier de l’Antarctique de l’Ouest, mais aussi de
quelques régions de l’Antarctique de l’Est. En ce qui concerne les calottes des
dernières glaciations, cette instabilité pourrait avoir contribué à la rapidité de
la déglaciation qui n’est pas encore complètement comprise.
Enfin, l’isostasie sous-glaciaire (voir Fig. 2.4) est un dernier mécanisme qui
joue un rôle important car il module bon nombre des autres. Par exemple,
l’enfoncement de la croûte terrestre sous le poids de la glace ne change pas
directement l’épaisseur mais modifie l’altitude de la surface permettant une
fusion plus intense, puisque la surface se trouve plus basse. Par ailleurs, la
pente de la surface s’en trouve également diminuée, ce qui ralentit l’écoulement et tend à faire grossir la calotte. Comme l’isostasie intervient avec un
déphasage, cela conduit de plus à des effets fortement non-linéaires. La position de la ligne d’échouage est un autre exemple d’élément très sensible à
l’isostasie, car celle-ci est définie par une condition de flottaison (du côté marin), et c’est le niveau des mers relatif, lui-même affecté par l’isostasie, qui
conditionne cette position.
2.3 Reconstructions du niveau des mers
et des calottes du passé
Au cours des derniers millions d’années, la Terre a connu une succession de
périodes glaciaires durant lesquelles d’immenses calottes ont recouvert l’Amérique du Nord, l’Eurasie et de nombreux massifs montagneux de par le monde
(dont les Alpes). Ces longues périodes glaciaires étaient entrecoupées d’interglaciaires, à l’instar de l’époque actuelle, où régnait un climat chaud qui
cantonnait l’englacement aux régions polaires et aux plus hautes montagnes.
Ces évolutions de la cryosphère sont étudiées depuis le xix
e siècle mais une
compréhension globale de ces phénomènes n’a été possible que depuis quelques
décennies, grâce à l’observation directe des calottes actuelles et à la mise
en évidence des informations paléoclimatiques contenues dans les nombreux
dépôts sédimentaires.
2.3.1 Les données qui permettent de reconstruire
la géographie des calottes passées
La reconstruction du niveau des mers via le rapport
18 O/
16 O de l’océan
fournit une courbe de l’évolution dans le temps de la quantité de glace