“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 75 — #98
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2. Cryosphère et niveau marin
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actuellement Sipple Coast en Antarctique de l’Ouest. Ces régions devaient
alors être relativement plates, ce qui avait des répercussions jusqu’au centre
de l’Antarctique de l’Ouest. La première hypothèse a longtemps été confortée
par les trimlines qui indiquaient des altitudes au moins 1 000 m audessus de
l’actuel mais les récentes datations de ces trimlines ont, dans beaucoup d’endroits, indiqué qu’elles dataient de plus d’un million d’années et ne concernaient donc pas le Dernier Maximum glaciaire (Bentley, 2010). À l’opposé
l’analyse des forages glaciaires de Sipple Dome (versant Ross ice-shelf ) et de
Berkner Island (au milieu du Ronne-Filchner ice-shelf ) favorisent la deuxième
hypothèse.
Pour l’instant, la modélisation numérique est le seul outil pour évaluer
l’évolution de la géométrie de l’Antarctique au cours des derniers cycles
glaciaires-interglaciaires Il n’y a que quelques modèles de calotte polaire qui
s’y sont attaqués car la simulation des mouvements de la ligne d’échouage
reste une difficulté majeure. On peut retenir que les mécanismes présentés
(qui sont inclus dans les modèles) reproduisent effectivement les évolutions
décrites ci-dessus, que tous les inter-glaciaires n’ont pas été forcément semblables (certains plus déglacés, comme le stade 11 ou l’Éémien, d’autres intermédiaires entre glaciaire et interglaciaire) et que les englacements se font
lentement, le volume croissant régulièrement pendant tout le glaciaire. En
ce qui concerne la dernière déglaciation, elle semble intervenir tardivement
(15 ka BP) mais sa vitesse dépend du modèle utilisé (Huybrechts EPILOG
2002 ; Ritz et al. 2001) comme d’ailleurs le volume de l’Antarctique de l’Ouest
au glaciaire. La vitesse de déglaciation dépend des modèles, mais tous s’accordent pour estimer qu’elle est à peine finie, ce qui est en accord avec les
observations montrant qu’en mer de Ross le recul de la ligne d’échouage s’est
prolongé jusqu’à 3 000 ans BP (Conway et al. 1999).
2.3.4.4 Le Groenland
En termes de processus, le Groenland est une calotte intermédiaire. Pendant les périodes glaciaires, l’ablation y est négligeable et son étendue est limitée par le mouvement de la ligne d’échouage, c’est-à-dire qu’elle ne dépasse
pas les limites du talus continental. Pendant les interglaciaires, l’ablation joue
un rôle important, comme le prouve le fait que son bord actuel est en majeure partie terrestre (il ne peut pas y avoir de bord terrestre sans ablation).
Cela rend le Groenland sensible aux climats chauds et explique pourquoi on
suppose que cette calotte était sensiblement plus petite pendant l’Éémien.
En termes de forme, le Groenland passe de bombé en interglaciaires (haut et
étroit) à plat et étendu en glaciaire.
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2. Cryosphère et niveau marin
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actuellement Sipple Coast en Antarctique de l’Ouest. Ces régions devaient
alors être relativement plates, ce qui avait des répercussions jusqu’au centre
de l’Antarctique de l’Ouest. La première hypothèse a longtemps été confortée
par les trimlines qui indiquaient des altitudes au moins 1 000 m audessus de
l’actuel mais les récentes datations de ces trimlines ont, dans beaucoup d’endroits, indiqué qu’elles dataient de plus d’un million d’années et ne concernaient donc pas le Dernier Maximum glaciaire (Bentley, 2010). À l’opposé
l’analyse des forages glaciaires de Sipple Dome (versant Ross ice-shelf ) et de
Berkner Island (au milieu du Ronne-Filchner ice-shelf ) favorisent la deuxième
hypothèse.
Pour l’instant, la modélisation numérique est le seul outil pour évaluer
l’évolution de la géométrie de l’Antarctique au cours des derniers cycles
glaciaires-interglaciaires Il n’y a que quelques modèles de calotte polaire qui
s’y sont attaqués car la simulation des mouvements de la ligne d’échouage
reste une difficulté majeure. On peut retenir que les mécanismes présentés
(qui sont inclus dans les modèles) reproduisent effectivement les évolutions
décrites ci-dessus, que tous les inter-glaciaires n’ont pas été forcément semblables (certains plus déglacés, comme le stade 11 ou l’Éémien, d’autres intermédiaires entre glaciaire et interglaciaire) et que les englacements se font
lentement, le volume croissant régulièrement pendant tout le glaciaire. En
ce qui concerne la dernière déglaciation, elle semble intervenir tardivement
(15 ka BP) mais sa vitesse dépend du modèle utilisé (Huybrechts EPILOG
2002 ; Ritz et al. 2001) comme d’ailleurs le volume de l’Antarctique de l’Ouest
au glaciaire. La vitesse de déglaciation dépend des modèles, mais tous s’accordent pour estimer qu’elle est à peine finie, ce qui est en accord avec les
observations montrant qu’en mer de Ross le recul de la ligne d’échouage s’est
prolongé jusqu’à 3 000 ans BP (Conway et al. 1999).
2.3.4.4 Le Groenland
En termes de processus, le Groenland est une calotte intermédiaire. Pendant les périodes glaciaires, l’ablation y est négligeable et son étendue est limitée par le mouvement de la ligne d’échouage, c’est-à-dire qu’elle ne dépasse
pas les limites du talus continental. Pendant les interglaciaires, l’ablation joue
un rôle important, comme le prouve le fait que son bord actuel est en majeure partie terrestre (il ne peut pas y avoir de bord terrestre sans ablation).
Cela rend le Groenland sensible aux climats chauds et explique pourquoi on
suppose que cette calotte était sensiblement plus petite pendant l’Éémien.
En termes de forme, le Groenland passe de bombé en interglaciaires (haut et
étroit) à plat et étendu en glaciaire.