Une calotte glaciaire est un glacier de grande dimension mais dont la superficie n'excède pas 50 000 km² et dont les caractéristiques le rapprochent des inlandsis.

Un inlandsis est un glacier de très grande étendue se présentant sous la forme d'une nappe de glace pouvant atteindre plusieurs milliers de mètres épaisseur. Sur Terre, il en existe deux actuellement : l'inlandsis de l'Antarctique, le plus étendu et situé au pôle Sud, et l'inlandsis du Groenland, situé sur l'île du même nom à proximité du pôle Nord.

Le terme inlandsis est d'origine danoise et signifie littéralement « glace de l'intérieur du pays » ou « glace de l'arrière pays ». 

Les inlandsis actuels 

• l'inlandsis du Groenland d'où vient le nom ;

• l'inlandsis de l'Antarctique (parfois divisé en deux avec d'un côté l'Antarctique occidental et de l'autre l'Antarctique oriental).

• Le Vatnajökull en Islande, l'un des plus grands glaciers du monde, n'est pas considéré comme un inlandsis car avec 8 100 km² de superficie, il ne dépasse pas les 50 000 km² requis. Ces glaciers de très grande dimension et ayant certaines des caractéristiques des inlandsis sont appelées calottes glaciaires.

La formation des inlandsis repose sur le même principe que celle des glaciers : une accumulation de neige résultant d'une fonte insuffisante provoque un tassement de la neige qui expulse l'air qu'elle renferme et se transforme en glace. Cette glace est suffisamment plastique pour se déformer selon la gravité ou son propre poids. Dans le cas des inlandsis, c'est le poids de la glace qui provoque son déplacement par fluage, la pente à l'échelle d'un continent ou d'une grande île étant trop faible pour provoquer un écoulement gravitaire. Un équilibre entre apport de neige, poids de la glace et ablation de neige (sublimation, fonte, vêlage d'icebergs) s'effectue alors et la masse de glace stabilise son épaisseur et son étendue. Un inlandsis se maintient plus par une faible ablation que par un fort apport de neige.

Une coupe en profil d'un inlandsis permet de distinguer plusieurs points récurrents :

• une surface convexe : les bords d'un inlandsis sont pentus et son centre est formé de plusieurs dômes très peu marqués qui donnent l'apparence d'un plateau ;

• une couche de glace très épaisse, en général 2 000 mètres d'épaisseur, pouvant atteindre 4 000 mètres d'épaisseur ;

• un substrat rocheux pouvant se trouver sous le niveau de la mer ;

• un débordement sur la mer (mer de Ross et mer de Weddell en Antarctique) ;

• un front glaciaire pouvant faire le tour de l'inlandsis et produisant de nombreuses digitations et lobes glaciaires ;

• une production d'icebergs : tabulaires lorsqu'ils proviennent du vêlage des shelves, sans forme particulière lorsqu'ils proviennent de l’avancée de langues glaciaires en milieu marin ;

• une absence de relief émergeant à l'exception des nunataks.

Les inlandsis renferment 98 % de l'eau douce de la Terre.

L'inlandsis du Groenland

C’est un des reliquats de la dernière glaciation dans l'hémisphère nord. Il est généralement admis que l'inlandsis du Groenland s’est formé à la fin du Pliocène (4,3 Ma) par coalescence de plusieurs calottes glaciaires. Celles-ci se sont formées sur des terres autrefois tempérées. La glace la plus ancienne atteint 250 000 ans et est maintenue par l'accumulation annuelle de la neige qui compense les pertes par vêlage et fonte au niveau des marges.

Ses dimensions sont de : 2 400 kilomètres du Nord au Sud et 1 000 kilomètres d’Est en Ouest. Sa surface, relativement plate, est de 1 726 000 km2 et a une altitude moyenne de 2 135 mètres. La glace peut atteindre l'épaisseur de 3 000 mètres au centre de l'inlandsis, ceci représente un volume global de 2 Millions de km3 de glace, soit près de 10 % de l'eau douce de la surface du globe.

Le poids de la glace a enfoncé la zone centrale du Groenland, la surface du substratum rocheux est proche du niveau des mers à l'intérieur du Groenland, mais des massifs montagneux existent le long de ses marges. La surface de la glace atteint sa plus grande épaisseur sur deux zones allongées. Le dôme du Sud atteint près de 3000 mètres à des latitudes 63 ° - 65 ° N ; le dôme Nord atteint environ 3290 mètres à une latitude d'environ 72 ° N. De grands glaciers émissaires de la calotte s’écoulent dans les fjords bordant l’inlandsis, ils sont à l’origine de la production de nombreux icebergs. Le plus connu de ces glaciers émissaires est le Jakobshavn Isbræ également connu sous le nom de glacier Jakobshavn ou glacier Ilulissat. Le Jakobshavn Isbræ est l'un des glaciers les plus rapides, avançant à son terminus à une vitesse de 20 mètres par jour. Étudié depuis plus de 250 ans, le Jakobshavn Isbræ a permis de développer la compréhension des changements climatiques et l'étude de l'inlandsis du Groenland.

Les icebergs qui se détachent du glacier sont souvent si volumineux (jusqu'à 300 m de hauteur) qu'ils ne peuvent pas flotter dans le fjord et se retrouvent bloqués pendant des années jusqu'à qu'ils soient brisés par la force des icebergs en amont du fjord.

L'inlandsis de l'Antarctique

C’est le continent le plus méridional de la Terre. Situé autour du pôle Sud, il est entouré de l'océan Austral (ou océan Antarctique) et bordé par les mers de Ross et de Weddell.

L'Antarctique est le continent le plus froid, le plus sec et le plus venteux. C'est également, de tous les continents celui qui a l'altitude moyenne la plus élevée. Puisqu'il n'y tombe que peu de précipitations, excepté sur ses parties côtières où elles sont de l'ordre de 200 mm par an, l'intérieur du continent constitue techniquement le plus grand désert du monde. Il n'y a pas d'habitat humain permanent et l'Antarctique n'a jamais connu de population indigène. Seuls des plantes et des animaux adaptés au froid, au manque de lumière et à l'aridité y survivent, comme des manchots, des phoques, des poissons, des crustacés, des mousses, des lichens et de nombreux types d'algues.

Le nom « Antarctique » vient du grec ἀνταρκτικός (antarktikós), qui signifie « opposé à l'Arctique ». Bien que des mythes et des spéculations concernant une Terra Australis (« Terre Australe ») remontent à l'Antiquité, le continent ne sera aperçu (voir redécouvert, car mentionné sur les cartes des Portulans) pour la première fois qu'en 1820 par l'expédition russe de Mikhaïl Lazarev et Fabian Gottlieb von Bellingshausen. Cependant le continent suscita peu d'intérêt jusqu'à la fin du XIXe siècle, principalement en raison de son environnement hostile, de son manque supposé de ressources naturelles et de son isolement géographique.

À la suite du traité sur l'Antarctique signé en 1959 par douze états et suivi en 1991 par le protocole de Madrid, ce continent acquiert un statut particulier : les activités militaires y sont interdites ainsi que l'exploitation des ressources minérales sauf celles qui sont menées à des fins scientifiques. Les signataires accordent la priorité Accordent la priorité à ce type de recherche. Les expériences en cours sont effectuées par plus de 4 000 scientifiques de diverses nationalités et ayant des intérêts différents. Considéré comme une réserve naturelle, le continent est protégé par la convention sur la conservation de la faune et la flore marine de l'Antarctique (CCAMLR) et divers accords internationaux sur la protection de la biodiversité et sur la restriction du tourisme. Modeste ressource jusque dans les années 1980, le tourisme attire de plus en plus de visiteurs : 10 000 en 2000, 37 000 en 2010, soit sept fois plus de personnes que le nombre de scientifiques présents. La majorité des touristes se concentre durant l'été à proximité de la péninsule Antarctique. Depuis 1991, des mesures de régulation et de protection ont été prises. L’Association internationale des tour-opérateurs antarctiques (IAATO), qui regroupe 80 % des tour-opérateurs opérant sur ce continent, a établi un code de conduite, prône un tourisme éducatif et coopère avec les scientifiques en mettant à leur service la logistique et les moyens de transport. Aussi les États se sont inspirés de ses travaux et données pour élaborer un code international très contraignant.

 

Genèse de l’Antarctique

Vers 40 Ma, l'Australie et la Nouvelle-Guinée se séparent de l'Antarctique si bien que les courants sont susceptibles de l'isoler de l'Australie. Avant cette période, la Terre est plus chaude qu'aujourd'hui, mais le déplacement du continent vers le sud s'accompagne d'un refroidissement de la planète, autant que de la chute des températures sur le continent. Ainsi, la glace commence à y apparaître. Il y a environ 34 Ma, le niveau de CO² est proche de 760 ppm (360 ppm en 2010) bien qu'il soit déjà en baisse par rapport aux précédents niveaux qui atteignaient alors des milliers de ppm. Vers 23 Ma, le passage de Drake s'ouvre entre l'Antarctique et l'Amérique du Sud, formant le courant circumpolaire antarctique qui finit d'isoler le continent. Diverses études suggèrent que le niveau de CO² baisse, dès lors, plus rapidement. Il semble que ce soit l'apparition du courant circumpolaire qui entraîne une baisse plus grande de la température. La glace commence à gagner du terrain et remplace les forêts. Depuis environ 15 Ma, le continent est en grande partie recouvert de glace tandis que la calotte glaciaire atteint une extension proche de l’actuelle vers 6 Ma.

Avec une superficie de 14 millions de kilomètres carrés, l'Antarctique est plus grand que l'Europe et l'Océanie. Quelque 98 % de sa surface sont recouverts d'une couche de glace d'une épaisseur moyenne de 1,6 km. C'est pourquoi la morphologie du sous-sol antarctique reste encore peu connue voire inconnue, alors que petit à petit se dévoile la présence de lacs subglaciaires à l’exemple du lac Fryxell et sous glaciaires à l’exemple du lac Vostok. Le lac Fryxell est un lac de 4,5 km de long, situé entre le glacier Canada et le glacier Commonwealth, au fond de la vallée de Taylor, dans la terre Victoria.

Découverts très récemment, les lacs sous glaciaires n’ont encore jamais pu être explorés ! Le lac Vostok, découvert dans les années 90 est le plus grand lac sous glaciaire d’Antarctique.

Vostok est à l’origine, une station russe, destinée au forage de la glace et aux études climatiques. Elle fut célèbre pour l’une de ses carottes qui a permit d’étudier un enregistrement climatique de 400 000 ans. Mais les scientifiques russes de la Station Vostok n’avaient évidemment pas conscience de se trouver au dessus du plus grand lac sous glaciaire d’Antarctique !

Piégé sous 4 km de glace depuis approximativement 30 millions d’années, cette masse d’eau a une superficie comparable à celle de la Corse et une profondeur de plus de 1200 m sous la glace (plus de 1500 m en-dessous du niveau de la mer).

Comment l’eau peut-elle rester liquide, même sous 4 km de glace ?

C’est la chaleur de la terre (flux géothermique) et la pression importante exercée par la glace qui permettent aux masses d’eau sous glaciaires de rester à l’état liquide en profondeur.

Ce lac est unique car, isolé de l’atmosphère terrestre depuis plusieurs millions d’années, il a probablement obligé des organismes vivants s’y trouvant à développer des aptitudes de survie très poussées.

C’est un lac d’origine tectonique, ce qui augmente encore davantage la probabilité d’y trouver de la vie. En effet, bien que cet environnement soit hostile, il est resté parfaitement stable pendant ses 23 millions d’années d’isolement laissant ainsi la possibilité à des formes de vie de s’y développer et s’y adapter.

Les enjeux de cette découverte sont importants. Les scientifiques espèrent évidemment découvrir de nouvelles formes de vie dans ce lac et, s’ils en trouvent, les préserver. Car l’ouverture de ce lac coupé de l’atmosphère terrestre depuis plus de 20 Ma pourrait probablement détruire tout ce qui s’y trouve. D’où l’accord international (établi entre 2000 et 2006) des scientifiques de travailler en commun pour développer des techniques qui permettraient d’explorer le lac et d’en étudier l’eau et les sédiments avec des impacts réduits.

Mais certains scientifiques voient en ce lac une autre opportunité que la « simple découverte terrestre ». Car les conditions environnementales du Lac Vostok sont en effet similaires à celle d’une des lunes de la planète Jupiter ; Europe, totalement recouverte de glace. Si le lac Vostok cache des formes de vie évoluées et jusqu’alors inconnues alors on peut imaginer que Europe en abrite aussi dans des lacs liquides souterrains !

Le climat de l’Antarctique

L'Antarctique est le lieu le plus froid sur Terre. C'est sur ce continent que la température naturelle la plus basse de la planète, -89,2 °C, a été enregistrée à la station russe de Vostok le 21 juillet 1983. Pour comparaison, c'est 11 °C de moins que la température de sublimation du dioxyde de carbone. L'Antarctique est un désert glacé où les précipitations sont rares soit 200 mm en moyenne par an. Le pôle Sud par exemple, en reçoit moins de 100 mm par an en moyenne. En hiver, les températures atteignent un minimum compris entre -80 °C et -90 °C à l'intérieur du territoire. Les températures maximales se situent entre 5 °C et 15 °C et sont atteintes près des côtes en été. Le soleil cause souvent des problèmes de santé, comme la photokératite, car la majorité des rayons ultraviolets qui frappent le sol est réfléchi par la neige.

La partie orientale de l'Antarctique est plus froide que la partie occidentale en raison d’une altitude moyenne plus élevée. Les fronts météorologiques peuvent rarement pénétrer l'intérieur du continent, ce qui contribue à le rendre froid et sec, bien que la glace s'y conserve sur des périodes prolongées. Les fortes chutes de neige sont courantes sur les côtes : des enregistrements montrent qu'elles peuvent atteindre 1,20 m en 48 heures.

Sur les côtes, de forts vents catabatiques balaient violemment le plateau Antarctique. À l'intérieur des terres, la vitesse du vent est cependant modérée. Les beaux jours d'été, il y a plus de radiations solaires qui atteignent la surface du pôle Sud qu'à l'Équateur car l'ensoleillement atteint alors près de 24 heures par jour.

L'Antarctique est plus froid que l'Arctique pour deux raisons. La première raison est qu'une grande partie du continent se situe à plus de 3 km au-dessus du niveau de la mer, or, la température diminue avec l'altitude. La seconde raison est que la région polaire arctique est recouverte par l'océan qui transmet sa chaleur relative à travers la banquise, permettant ainsi de maintenir des températures plus élevées qu'en Antarctique.

Compte tenu de la latitude, les longues périodes successives d'obscurité et d'ensoleillement créent un climat peu familier pour les êtres humains habitant le reste du monde. Les aurores polaires, courantes dans les zones australes, sont un phénomène lumineux visible dans le ciel nocturne près du pôle Sud qui résultent de l'interaction des vents solaires avec la haute atmosphère terrestre.

Glaciers et ice shelves

Le continent est recouvert d’une immense calotte glaciaire, elle même composée d’un nombre important de glaciers émissaires. Toute cette glace est en perpétuel mouvement, et les lois de la gravité contribuent à déplacer la glace d’un point élevé vers un point bas. La ligne d’équilibre glaciaire étant située au niveau de la mer ces glacier atteignent l’océan et se mettent à flotter. Ainsi, l'inlandsis se prolonge dans certains secteurs par d'immenses plateformes de glace (ice shelf), s'étalant et flottant sur l'océan Austral, dont les surfaces cumulées dépassent 1,5 millions de km². Les 3 plus importantes sont celles d'Amery, de Ronne et de Ross, dont la superficie est voisine de celle de la France.

Un shelf (au singulier) n’est donc que le prolongement d’un glacier pour la partie flottant sur l’eau. Il est la plupart du temps alimenté par plusieurs glaciers.

Un phénomène a été mis en évidence : les eaux provenant de la formation de la banquise proche du continent (des eaux denses en raison de leur forte salinité) effectuent un trajet sous-marin en dessous de l'ice-shelf en direction la ligne d’échouage. Elles sont alors amenées à plus forte pression : ces eaux se trouvent au-dessus de leur point de congélation et disposent, dès lors, de l’énergie suffisante pour faire fondre une certaine quantité de glace se situant à la base de l'ice-shelf. Ce phénomène engendre des eaux de fonte naturellement moins denses (puisque la glace de l'ice shelf n’est pas salée) qui se faufilent en dessous de la plate-forme glaciaire ; leur pression diminue, leur température s’abaisse au point de congélation et se transforme en glaces (appelé frazil ou glace marine) qui viennent se coller sous l'ice shelf, l'épaissir et donc, le renforcer.

La plus grande plateforme en Antarctique est celle de Ross avec une surface d’environ 473 000 km² (France = 550 000 km2) et une épaisseur moyenne de 430 m. Suit la plateforme de Ronne d’une surface plus petite avec 420 000 km² mais qui est en revanche plus épaisse avec 660 m en moyenne. La carte présentée ici montre les principaux ice shelves (au pluriel) en Antarctique. Deux d’entre eux ont particulièrement fait parler d’eux ces dernières années avec des départs à la dérive de pans entiers, notamment l’ice shelf de Larsen et de celui de Wilkins.

En avançant sur l'océan, les ice shelves se fragmentent en bloc dont l'épaisseur peut dépasser 400 m et forment des icebergs tabulaires. Certains ont parfois atteint la surface de la Corse.

Attention : l’ice shelf ou plate-forme glaciaire flottante, peut être comparé à une énorme dalle de glace d’eau douce qui, alimentée par un ou des glaciers producteurs, s’avance sur l’océan. Il ne s’agit donc pas de glaces marines (banquise) qui se forment lorsque la température de l'eau de mer descend en dessous de - 1,8 °C, mais de glaces continentales qui viennent s’écouler sur la surface de l’océan.

Localisation des ices shelves actuels

Les ice shelves sont généralement confinés dans des baies où le frottement contre les parois freine l’écoulement de la glace. Ils peuvent aussi s’échouer sur des îlots ou des hauts fonds (ou ice rises). Dans ce cas le frottement basal produira également un ralentissement. Lorsqu’une baie est assez ouverte, l’ice shelf n’est plus confiné, ce qui signifie que son étalement est isotrope (dans le plan horizontal). Sa vitesse devient très élevée et son épaisseur diminue rapidement. Ces shelves non confinés sont généralement très instable et fragiles.

Actuellement, les grands ice shelves se situent dans des baies autour de l’Antarctique. Les principaux sont : le Ross Ice Shelf, Ronne et Filchner ice shelves (parfois appelé Ronny-Filchner) et l’Amery Ice Shelf. Leur épaisseur de 1 000 – 1200 m à la ligne d’échouage décroît généralement à environ 200 – 300 m au front.

On trouve des ice shelves plus modestes dans la majorité des baies de l’Antarctique et des régions englacées de l’Arctique. Les conditions climatiques (températures trop élevées) limitent l’existence des plates-formes flottantes (Mercer, 1978).

Important réchauffement de la péninsule ouest Antarctique 

Depuis quelques décennies, plusieurs plateformes glaciaires se sont disloquées

Ces phénomènes sont surveillés de près car leur accélération pourrait contribuer, d'une manière générale, à augmenter le niveau des océans. En 2002,la désintégration d'une partie du shelf de Wilkins témoigne d'une fonte particulièrement active : "nous pensons que le plateau Wilkins existe depuis quelques centaines d'années mais l'air chaud et les vagues de l'océan provoquent sa dislocation", a expliqué Ted Scambos glaciologue à l'Université du Colorado. La plateforme de Wilkins est située au sud-ouest de la péninsule Antarctique, à environ 1000 km au sud de l'Amérique du Sud. Le plateau de glace de Wilkins couvre une superficie de 16 000 km², c'est à dire la taille de l'Irlande du Nord.

Or, au cours des 50 dernières années, l'ouest de la péninsule Antarctique a connu la plus grande augmentation de la température sur la Terre, avec une hausse de 0,5 degré Celsius par décennie. Ainsi, cette région de l'Antarctique connaît un réchauffement sans précédent depuis un demi-siècle, comme en témoignent le retrait de plusieurs plates-formes glaciaires durant ces 30 dernières années et l'effondrement total de six d'entres elles : Prince Gustav Channel, Larsen Inlet, Larsen A, Larsen B, Wordie, Muller et Jones.

Les glaciations de l’hémisphère Nord

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. 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 à l’observation directe des calottes actuelles, et la mise en évidence des informations paléoclimatiques contenues dans les dépôts sédimentaires.

Jusqu’à récemment, les scientifiques pensaient que les premières glaciations dans

l’hémisphère nord étaient apparus il y a 7 Ma sur le sud du Groenland. Puis une amplification des glaciations apparaît, contemporaine de la fermeture de l’isthme de Panama, qui modifie la circulation océanique et crée la circulation océanique de l’Atlantique Nord (NADW) vers 3 Ma. La glace serait apparue entre 2,75 et 2,55 Ma en Eurasie puis en Alaska et au Canada, comme le montrent les débris transportés par des icebergs (IRD) qui apparaissent alors dans l’Atlantique Nord (Shackleton et al., 1984). Cependant l’observation récente d’une carotte prélevée dans les sédiments du Lomonosov Ridge, au cœur de l’Océan Arctique suggère que cet océan s’est refroidi bien plus tôt, suivant tout comme l’Antarctique la chute de la concentration du CO2. Les premiers débris d’icebergs apparaissent il y à 4,5 Ma et la glace de mer se développe à partir de 14 Ma (Moran et al., 2006). Puis la production d’icebergs et de glace de mer s’intensifie il y a 3.2 Ma.

Les données paléoclimatiques montrent clairement que le volume de glace à la surface de la Terre a varié de façon quasi-périodique (Shackleton et Opdyke, 1973) durant les deux derniers millions d'années.

Depuis, le climat de la terre oscille entre périodes glaciaires et interglaciaires. Dans un premier temps, la distribution des calottes restait modérée et de faible amplitude. Les oscillations se sont par la suite accélérées et ont gagné en amplitude (variations de 60 m de niveau des mers). Il y a environ 900 ka, le cycle glaciaire passe de 40 000 à 100 000 ans et l’amplitude des oscillations devient deux fois plus importante (variation de plus de 100 à 130 m de niveau des mers).

L'étude des climats passés et des cycles glaciaires est possible grâce aux glaces polaires. En effet, les glaces, qui se forment par accumulation de neige, contiennent des inclusions d'air de même composition chimique que l'atmosphère de l'époque (Rémy, 2003). Les carottes prélevées en Antarctique (Vostok et EPICA) ou au Groenland (GRIP et GISP), longues de 3 000 à 4 000 m, nous aident ainsi à reconstituer l'histoire du climat.

La courbes ci-joint représente l’évolution au cours des derniers 600 000 ans des deux gaz à effet de serre de l’atmosphère (les plus importants après la vapeur d’eau) : le dioxyde de carbone (courbe bleue) et le méthane (courbe rouge)

Analysées mètre par mètre, les carottes extraites des glaces antarctiques de la station Concordia, grâce au programme Epica, ont permis de déterminer les teneurs atmosphériques en gaz carbonique et en méthane depuis 800.000 ans, le record actuel. L'une des conclusions était attendue : jamais depuis cette époque, la concentration en CO² n'a été aussi élevée qu'aujourd'hui. L'étude met aussi en lumière des variations insoupçonnées du climat sur différentes échelles

C'est l'aboutissement d'un travail de dix ans qui vient d'être publié dans deux articles de la revue scientifique Nature. Depuis 1995, le projet Epica (European Project for Ice Coring in Antarctica) rassemble des équipes de dix pays européens autour de forages dans la station Concordia, en Antarctique, au niveau du Dôme C.

En 2004, les prélèvements de carottes atteignaient 3.270 mètres, très près du socle rocheux. A cette profondeur, la glace est enfouie depuis environ 800.000 ans, une valeur que l'on appelle son âge. C'est la plus vieille glace connue... Avant ce forage, les plus anciens prélèvements avaient atteint 420.000 ans, pour une carotte extraite en 1998 sur la base russe de Vostok, en Antarctique également, et 650.000 ans, au Dôme C (résultats publiés en 2005).

Une longue analyse commençait alors pour en extraire les bulles d'air emprisonnées. Les résultats qui viennent d'être publiés, notamment par des équipes du LSCE (Laboratoire des Sciences du Climat et l'Environnement) et du LGGE (Laboratoire de Glaciologie et Géophysique de l'Environnement), concernent le gaz carbonique (CO²) et le méthane. Sur cette carotte de plus trois kilomètres, les glaciologues ont patiemment effectué une analyse pour chaque mètre de glace, soit une période de 380 ans. C'est la meilleure résolution obtenue sur une aussi longue durée. Le gain par rapport aux résultats déjà connus est particulièrement net pour le méthane, jusque-là moins bien étudié que le gaz carbonique, dont les enregistrements ont été minutieusement collectés sur de nombreuses carottes en Antarctique et au Groenland.

Que nous disent ces mesures ? La conclusion la plus frappante est que les concentrations actuelles en gaz carbonique, de 380 ppmv (parties par million en volume), et en méthane, 1.800 ppbv (parties par milliard en volume), sont les plus élevées sur cette longue période de 800 000 ans. Dans cette durée, le précédent pic de CO2 n'a atteint que 320 ppmv. L'étude a par ailleurs mis en évidence la concentration la plus faible connue à ce jour, 172 ppmv, il y a 667.000 ans.

Les enseignements des mesures effectuées sur les carottes 

Il y a en tout, en Antarctique, seulement 9 emplacements sur lesquels des carottages ont été effectués (dont celui sur la base franco-italienne). 5 forages profonds seulement ont été effectués au Groenland. L’emplacement qui remonte le plus loin dans le passé est situé en Antarctique à « DOME C » (qui atteint 800.000 ans de recherche climatique).Mission européenne EPICA , longueur de la carotte : 3 Km

L’homme et le climat

Un Groupe Intergouvernemental sur l’Evolution du Climat (GIEC – en anglais IPCC) a été créé en 1988 à l’initiative de l’OMM et du PNUE (Nations-Unies). Ce GIEC a créé 3 groupes de travail (un sur les Sciences du Climat, un sur les Impacts et un sur les Aspects Socio-Economiques). Son objectif est d’établir un diagnostic. Il a publié 4 rapports circonstanciés de plus de 800 pages chacun (en 1990, 1995, 2001, 2007). Ses principales conclusions sont les suivantes :

• Les activités humaines modifient la composition de l’atmosphère en gaz à effet de serre : le taux de gaz carbonique a été multiplié par 1,35 depuis le début de l’ère industrielle. Sur la même période, le taux de méthane a été multiplié par 2,3 et celui de protoxyde d’Azote par 1,20.

• Depuis le début de l’ère industrielle, la quantité d’énergie disponible pour « chauffer » les basses couches de l’atmosphère a augmenté de 2,3 Watts/m² (de 240 à 242,3),

• On constate une hausse globale de température de 0,6°C durant le 20^e siècle,

• Depuis 1850, parmi les 12 années les plus chaudes, 11 se trouvent dans les 12 dernières années de 1996 à 2007,

• Le réchauffement est plus fort sur les continents et dans les hautes latitudes nord,

• Le niveau des mers a monté de 17 cm pendant le XX^e siècle, avec un gradient de 18 cm/siècle de 1961 à 2003 et de 31 cm/siècle de 1993 à 2003,

• Entre 1993 et 2003, l’expansion thermique y contribue pour 16cm/siècle, la fonte des glaciers pour 8 cm/siècle, celle des calottes polaires pour 2 cm/siècle et celle de l’Antarctique pour 2 cm/siècle,

• Les années 1950 à 2000 sont plus chaudes que n’importe quelle autre cinquantaine parmi les 1300 dernières années,

• Les modèles climatiques utilisés ne peuvent pas expliquer le réchauffement des 50 dernières années sans prendre en compte les effets anthropiques,

• A contrario, les modèles climatiques peuvent expliquer le réchauffement des 50 dernières années en prenant en compte les effets anthropiques,

• Le GIEC caractérisait l’influence des activités humaines sur le climat comme « an ne sait pas » en 1990, « peut-être » en 1995, « probablement » en 2001 et « très probablement » en 2007.

Pendant ces épisodes froids les calottes du Groenland et de l'Antarctique sont déjà en place, respectivement à proximité du pôle Nord et centrées sur le pôle Sud. Les glaces vont alors s'étendre jusqu'aux moyennes latitudes surtout dans l'hémisphère Nord où de nouvelles calottes vont naître comme celle des Laurentides (Amérique du Nord) et de la Scandinavie. L'Antarctique ne voit cependant pas sa calotte croître de façon significative du fait de son isolement et surtout de températures moyennes déjà inférieures à 0° C. Les glaciers de montagne vont connaître également des phases d'importante croissance.

L’englacement de l’hémisphère Nord a beaucoup varié au cours du temps. Les parties continentales des calottes glaciaires sont assez bien documentées sur les extensions maximales du Pléistocène moyen et récent. Cependant, de nombreuses interrogations demeurent en particulier sur les parties marines (shelves).

Evolution de la calotte eurasienne pendant le Pléistocène moyen et récent

Le Stade isotopique 6 : la glaciation du Saalian en Europe

L’avant dernière période glaciaire, appelée Saalian en Eurasie (Riss de la stratigraphie alpine), atteint son maximum il y a plus de 150 000 ans. La calotte eurasienne couvre alors une large partie de l’Europe de l’Est, de la Russie et de la Sibérie correspondant pratiquement a l’extension quaternaire maximale dans ces régions (Svendsen et al., 2004). Le refroidissement associé au développement de cette calotte devait être bien plus important qu’au LGM. Cette période est encore assez bien documentée et présente un sujet d’étude intéressant pour les modèles de climats et de calottes.

Après l’interglaciaire qui succède à la glaciation du Saalian un grand inlandsis se développe vers 90 ka BP. Cette calotte couvre tous les plateaux continentaux de Barents et de Kara et s’étend à l’Est jusqu’à la péninsule du Taimir et bien au sud des côtes actuelles de la Sibérie Occidentale. Elle rejoint une calotte s’étendant sur les plateaux du Purotana. Au Sud d’immenses lacs remplissent la dépression isostatique créée par les calottes, qui en outre barrent l’écoulement des fleuves vers le nord. Ces lacs ont tempéré les étés sibériens et contribué à réduire la fonte des calottes accentuant la glaciation (Krinner et al., 2004).Ces lacs disparaissent après 80 ka BP, quand la marge Sud des calottes laisse à nouveau passer les fleuves. La glaciation est plus limitée à l’Ouest où seuls les reliefs Scandinaves sont englacés.

Stade isotopique 4 : L’entrée en glaciation

Conditions Climatiques

La transition stade isotopique 5 stade isotopique 4 témoigne d’une croissance rapide des calottes. Ruddiman et McIntyre (1981) constatent que l’océan Atlantique reste chaud et que l’augmentation de l’activité cyclonique apporte de l’humidité sur les terres refroidies. Les conditions orbitales sont à nouveau très favorables à de fortes précipitations neigeuses et une ablation réduite.

Certains auteurs supposent que l’éruption du Toba (la plus importante du quaternaire à 73 ka BP) a pu être un catalyseur de la glaciation (Dawson, 1992).

Cette phase se termine par un interstade vers 60 - 55 ka BP.

Complexe Laurentide

La Laurentide se re-développe à partir de deux dômes encore existants sur le Keewatin et le Labrador. Ces deux dômes s’agrandissent vers l’Est et se rejoignent au dessus de la Baie d’Hudson (Boulton and Clark, 1990). 

Complexe Fennoscandien

Les calottes avancent rapidement en Scandinavie et sur les mers de Barents et de Kara. Cette avancée est moins importante que la précédente vers l’est ; en revanche la calotte scandinave grossit considérablement et s’étend depuis le sud de la Norvège (centre de masse), (Kleman et al., 1997) sur la Baltique et la Finlande. Selon Mangerud (2004), un puissant ice stream se développe probablement dans la fosse norvégienne, une longue tranchée située entre la mer du Nord et la côte sud de la Novège.

Stade isotopique 2 : Dernier Maximum Glaciaire

C’est la période la mieux documentée, car elle est accessible aux datations au C¹⁴.

De plus, les empreintes géomorphologiques des calottes n’ont pas été remaniées.

Complexe Laurentide au "Wisconsinien"

Un dôme se développe à partir de 30 ka BP sur le Keewatin et l’Alberta (Dyke et al., 2002). Les rocheuses s’englacent peu après, et une calotte centrée sur la Colombie Britanique s’étend jusqu’aux côtes (à l’Ouest) et la Laurentide (à l’Est) jusqu’à 15 ka BP.

Une large portion de la calotte Laurentide atteint son extension maximale au LGM (19 à 22 cal ka BP ; Mix et al., 2001) et une grande partie de la calotte reste en place postérieurement au LGM (Dyke et al., 2002). La contribution glacio-eustatique maximale de la calotte est estimée, à partir du rebond isostatique, à 60-75 m (Tarasov and Peltier, 2004).

La plus vaste calotte glaciaire de la Terre se divise en quatre inlandsis: l'inlandsis de la Cordillère, l'inlandsis Innuitien, l'inlandsis du Groenland, et le grand inlandsis Laurentidien. Chez ce dernier, on distingue trois centres d'écoulement des glaces : centres du Labrador, du Keewatin et de Baffin. On a évalué des épaisseurs de glace allant jusqu'à 5 000 m à la hauteur de la Baie d'Hudson. Il existait épisodiquement un étroit passage libre de glace entre les inlandsis de la Cordillère et Laurentidien. A l'époque, le continent asiatique (Russie) était relié à l'Amérique au niveau de ce qui est aujourd'hui le détroit de Bering, en raison de la régression glacio-­eustatique.

Complexe Fennoscandien

Bien que l'extension du LGM soit raisonnablement bien cernée, il est difficile à

partir de cette limite de déterminer le volume de glace et son histoire, sinon en faisant des approximations sur la forme verticale de la calotte (Peltier et Andrews, 1976; Velicko et al., 1997). Cette dernière, basée sur l'observation actuelle des calottes, est souvent considérée parabolique, ce qui suppose un comportement plastique de la glace (Paterson, 1981; Peltier, 1982). La reconstruction CLIMAP

(Stuiver et al., 1981), a fourni un premier modèle de calotte basé sur la reconstruction de l'épaisseur de glace le long des lignes d'écoulement (Denton et Hughes, 2002).

La dernière phase d’extension commence après 29 ka BP. La Calotte scandinave présente une étendue maximale vers 22 ka BP, centrée sur le golfe de Botnie. Selon Kleman and Hattestrand (1999) la base est froide sur le golfe de Botnie, ainsi qu’en Suède et en Laponie jusqu’à la péninsule de Kola. La calotte s’étend jusqu’au talus continental vers l’Ouest, sur L’Europe du Nord et les plaines russes et couvre la mer Blanche. Les calottes scandinave et britannique se rejoignent probablement jusqu’à 23 ka BP. Un petit dôme apparaîtrait en Mer du Nord, séparé de la Scandinavie par un ice stream longeant les côtes norvégiennes dans la « fosse norvégienne » (Mangerud, 2004). Une calotte s’étend sur la Mer de Barents centrée à l’Est du Svalbard (Landvik et al., 1998). Son extension est plus limitée vers l’Est et ne couvre qu’une partie de la Mer de Kara (Svendsen et al., 2004). Les indices géodynamiques (reconstruction isostatique) donnent une épaisseur supérieure à 3000 m (Lambeck, 1995, 1996), tandis que les modèles de glace l’estiment à 2000 m (Siegert et al., 1999).

Pour en savoir plus, voir Le bilan de masse actuel des calottes polaires - F.Parrenin du LGGE - Grenoble (.PDF)