“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 72 — #95
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Paléoclimatologie
autre rétroaction positive mais se produisant en période froide à l’inverse
des deux précédentes.
Un autre point intéressant concerne la localisation de la calotte au cours de la
période glaciaire. Au DMG la calotte fennoscandienne a une taille à peu près
semblable à celle de 90 ka BP, mais elle est située nettement plus à l’ouest.
Ce phénomène n’est pas élucidé mais on soupçonne une interaction entre
topographie des calottes et circulation atmosphérique. Par exemple, en fin
de glaciation, l’existence de la calotte scandinave a pu empêcher le transport
d’humidité vers l’est.
La calotte fennoscandienne semble avoir atteint son extension maximale
vers le sud entre 20 et 18 ka BP. La déglaciation du plateau continental commence vers 15 ka BP et dès 13 ka BP la glace s’est retirée, au nord, dans les
archipels de l’Arctique alors qu’au sud la calotte scandinave a reculé jusqu’au
golfe de Botnie et à la frontière finlandaise. Après 10 000 ans BP, la glace est
confinée dans les massifs norvégiens et à l’optimum climatique de l’Holocène,
la couverture glaciaire est probablement plus petite qu’actuellement.
2.3.4.3 L’Antarctique
Il y a beaucoup moins d’informations sur l’évolution de la calotte antarctique en raison à la fois des conditions difficiles (logistiques, climatiques) pour
obtenir des données, du fait que les variations ont été plus faibles et que la
plupart des traces du Dernier Maximum glaciaire se trouvent en mer. Les informations proviennent des forages glaciaires (qui sont pour la plupart situés
sur le plateau antarctique (voir chapitre 10, tome 1), des forages marins sur
les pourtours, des données sonars (multi-beam) en mer et des traces de glaciations sur les rochers et montagnes dépassant de la calotte actuelle (trimlines
ou limite entre le modelé d’érosion glaciaire et le modelé d’érosion par les
processus atmosphériques). La modélisation numérique des calottes permet
de faire un lien entre les données éparses et de comprendre les mécanismes en
jeu.
Depuis 3 millions d’années, l’Antarctique oscille entre deux (voire trois)
états, les calottes antarctique de l’Est et antarctique de l’Ouest ayant un
comportement différent (opposé en termes de volume). Quatre processus gouvernent cette évolution : (i) la température en surface a peu d’influence immédiate. En effet comme la température maximale sur les côtes est de l’ordre de
−10
◦ C, l’ablation est un mécanisme peu significatif sauf sur les ice-shelves.
À long terme, les variations de température d’origine climatique se propagent
dans la glace et finissent par atteindre la base du glacier, là où se concentrent
la déformation et le glissement. L’écoulement s’en trouve alors intensifié mais
il faut une dizaine de milliers d’années avant que ce processus ne se fasse
sentir ; (ii) la précipitation a un effet immédiat, plus il neige plus la calotte
grossit. En général on suppose que la précipitation est liée à la température
atmosphérique. Il neige donc plus durant les périodes chaudes car l’air peut
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Paléoclimatologie
autre rétroaction positive mais se produisant en période froide à l’inverse
des deux précédentes.
Un autre point intéressant concerne la localisation de la calotte au cours de la
période glaciaire. Au DMG la calotte fennoscandienne a une taille à peu près
semblable à celle de 90 ka BP, mais elle est située nettement plus à l’ouest.
Ce phénomène n’est pas élucidé mais on soupçonne une interaction entre
topographie des calottes et circulation atmosphérique. Par exemple, en fin
de glaciation, l’existence de la calotte scandinave a pu empêcher le transport
d’humidité vers l’est.
La calotte fennoscandienne semble avoir atteint son extension maximale
vers le sud entre 20 et 18 ka BP. La déglaciation du plateau continental commence vers 15 ka BP et dès 13 ka BP la glace s’est retirée, au nord, dans les
archipels de l’Arctique alors qu’au sud la calotte scandinave a reculé jusqu’au
golfe de Botnie et à la frontière finlandaise. Après 10 000 ans BP, la glace est
confinée dans les massifs norvégiens et à l’optimum climatique de l’Holocène,
la couverture glaciaire est probablement plus petite qu’actuellement.
2.3.4.3 L’Antarctique
Il y a beaucoup moins d’informations sur l’évolution de la calotte antarctique en raison à la fois des conditions difficiles (logistiques, climatiques) pour
obtenir des données, du fait que les variations ont été plus faibles et que la
plupart des traces du Dernier Maximum glaciaire se trouvent en mer. Les informations proviennent des forages glaciaires (qui sont pour la plupart situés
sur le plateau antarctique (voir chapitre 10, tome 1), des forages marins sur
les pourtours, des données sonars (multi-beam) en mer et des traces de glaciations sur les rochers et montagnes dépassant de la calotte actuelle (trimlines
ou limite entre le modelé d’érosion glaciaire et le modelé d’érosion par les
processus atmosphériques). La modélisation numérique des calottes permet
de faire un lien entre les données éparses et de comprendre les mécanismes en
jeu.
Depuis 3 millions d’années, l’Antarctique oscille entre deux (voire trois)
états, les calottes antarctique de l’Est et antarctique de l’Ouest ayant un
comportement différent (opposé en termes de volume). Quatre processus gouvernent cette évolution : (i) la température en surface a peu d’influence immédiate. En effet comme la température maximale sur les côtes est de l’ordre de
−10
◦ C, l’ablation est un mécanisme peu significatif sauf sur les ice-shelves.
À long terme, les variations de température d’origine climatique se propagent
dans la glace et finissent par atteindre la base du glacier, là où se concentrent
la déformation et le glissement. L’écoulement s’en trouve alors intensifié mais
il faut une dizaine de milliers d’années avant que ce processus ne se fasse
sentir ; (ii) la précipitation a un effet immédiat, plus il neige plus la calotte
grossit. En général on suppose que la précipitation est liée à la température
atmosphérique. Il neige donc plus durant les périodes chaudes car l’air peut