“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 71 — #94
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2. Cryosphère et niveau marin
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les interstades (périodes plus chaudes du glaciaire) il y a un retrait et dans
certains cas à nouveau une séparation en deux (voire trois) calottes. Une autre
calotte se développe également sur les Rocheuses (calotte de la Cordillère),
mais il faut attendre au moins 60 ka BP pour avoir une jonction entre la
calotte Laurentide et la calotte de la Cordillère encore peu développée. La
calotte de la Cordillère ne s’englace d’une façon importante que tardivement
(après 30 ka BP). Ce phénomène a été attribué à l’influence du Laurentide
sur la circulation atmosphérique. Il a fallu que le Laurentide soit suffisamment élevé pour affecter le jet ce qui a eu pour effet d’accroître le transport
d’humidité vers la Cordillère.
Il faut noter que malgré les fluctuations, une quantité de glace importante
a persisté sur l’Amérique du Nord pendant toute la période glaciaire.
Au Dernier Maximum glaciaire (21 ka BP), l’étendue est celle représentée
sur la figure 2.1. Pendant la déglaciation le retrait du Laurentide devient
important à partir de 15 ka BP. Au sud de la calotte un lac (lac Agassiz)
proglaciaire se forme. Il se vidange vers 8 200 ans en détruisant son barrage
de glace et en injectant très rapidement une grande quantité d’eau douce dans
l’Atlantique Nord, ce qui a des répercussions sur la circulation thermohaline.
La déglaciation en Amérique du Nord se poursuit jusqu’à 6 ka BP.
2.3.4.2 La Fennoscandie
La glace apparaît plus tardivement sur l’Eurasie et au début d’une façon
limitée sur les archipels arctiques (Svalbard, François Joseph) et sur les montagnes de Scandinavie. C’est seulement vers 90 ka BP qu’une glaciation majeure apparaît en Sibérie occidentale. Ensuite pendant chaque période froide
une grande calotte se développe avec une jonction entre l’archipel du Svalbard, le nord de la Scandinavie et la Nouvelle Zemble (mers de Barents et de
Kara) et à chaque interstade les mers de Barents et de Kara sont déglacées,
et souvent il ne subsiste de la glace que dans les archipels arctiques et sur les
hauteurs de la Scandinavie (Svendsen et al. 2004). Ce comportement, qui suggère une forte sensibilité au climat peut s’expliquer par plusieurs rétroactions
positives :
– la partie terrestre (reposant sur un socle au-dessus du niveau de la mer)
est de taille et d’épaisseur plus limitée que le Laurentide. De ce fait, elle
est plus soumise à la rétroaction altitude-température de surface. Cette
instabilité est souvent appelée « instabilité des petites calottes » ;
– les calottes de Barents et Kara sont des calottes marines dont le socle
est en dessous du niveau des mers (comme l’Antarctique de l’Ouest) et
cela les rend sensible à l’instabilité des calottes marines qui est liée à la
dynamique de l’écoulement de la glace. Par ailleurs, ces calottes forment
un barrage glaciaire qui retient d’immenses lacs. Ces lacs ont tempéré
les étés sibériens et réduit la fonte des calottes accentuant la glaciation,
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2. Cryosphère et niveau marin
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les interstades (périodes plus chaudes du glaciaire) il y a un retrait et dans
certains cas à nouveau une séparation en deux (voire trois) calottes. Une autre
calotte se développe également sur les Rocheuses (calotte de la Cordillère),
mais il faut attendre au moins 60 ka BP pour avoir une jonction entre la
calotte Laurentide et la calotte de la Cordillère encore peu développée. La
calotte de la Cordillère ne s’englace d’une façon importante que tardivement
(après 30 ka BP). Ce phénomène a été attribué à l’influence du Laurentide
sur la circulation atmosphérique. Il a fallu que le Laurentide soit suffisamment élevé pour affecter le jet ce qui a eu pour effet d’accroître le transport
d’humidité vers la Cordillère.
Il faut noter que malgré les fluctuations, une quantité de glace importante
a persisté sur l’Amérique du Nord pendant toute la période glaciaire.
Au Dernier Maximum glaciaire (21 ka BP), l’étendue est celle représentée
sur la figure 2.1. Pendant la déglaciation le retrait du Laurentide devient
important à partir de 15 ka BP. Au sud de la calotte un lac (lac Agassiz)
proglaciaire se forme. Il se vidange vers 8 200 ans en détruisant son barrage
de glace et en injectant très rapidement une grande quantité d’eau douce dans
l’Atlantique Nord, ce qui a des répercussions sur la circulation thermohaline.
La déglaciation en Amérique du Nord se poursuit jusqu’à 6 ka BP.
2.3.4.2 La Fennoscandie
La glace apparaît plus tardivement sur l’Eurasie et au début d’une façon
limitée sur les archipels arctiques (Svalbard, François Joseph) et sur les montagnes de Scandinavie. C’est seulement vers 90 ka BP qu’une glaciation majeure apparaît en Sibérie occidentale. Ensuite pendant chaque période froide
une grande calotte se développe avec une jonction entre l’archipel du Svalbard, le nord de la Scandinavie et la Nouvelle Zemble (mers de Barents et de
Kara) et à chaque interstade les mers de Barents et de Kara sont déglacées,
et souvent il ne subsiste de la glace que dans les archipels arctiques et sur les
hauteurs de la Scandinavie (Svendsen et al. 2004). Ce comportement, qui suggère une forte sensibilité au climat peut s’expliquer par plusieurs rétroactions
positives :
– la partie terrestre (reposant sur un socle au-dessus du niveau de la mer)
est de taille et d’épaisseur plus limitée que le Laurentide. De ce fait, elle
est plus soumise à la rétroaction altitude-température de surface. Cette
instabilité est souvent appelée « instabilité des petites calottes » ;
– les calottes de Barents et Kara sont des calottes marines dont le socle
est en dessous du niveau des mers (comme l’Antarctique de l’Ouest) et
cela les rend sensible à l’instabilité des calottes marines qui est liée à la
dynamique de l’écoulement de la glace. Par ailleurs, ces calottes forment
un barrage glaciaire qui retient d’immenses lacs. Ces lacs ont tempéré
les étés sibériens et réduit la fonte des calottes accentuant la glaciation,