a : exp A (LGM) b : exp A (LGM)
c : exp B (LGM) d : exp B (LGM)
e : exp C (LGM) f : exp C (LGM)
10 50 200 1000 3000 0 2 5 10 20 50 100 200 500 1000 2000
Fig.7.15:Charge hydraulique et vitesse moyenne de la glace au LGM pour les exp´eriences
174 Chapitre 7. Exp´eriences de glaciations sur le dernier cycle glaciaire
A l’oppos´e, le mod`ele est assez insensible `a la valeur du frottement basal τb. Dans
l’exp´erience D, il a ´et´e diminu´e d’un facteur 5 par rapport `a l’exp B. On n’observe pas de diff´erences entre ces deux exp´eriences, ni pour les variations de volume et d’extension (figure 7.14) ni pour les vitesses reconstitu´ees (pas montr´e).
7.5.3 Impact de la dynamique sur la d´eglaciation
Finalement on constate que plus la calotte est dynamique et plus elle s’aplatit, un puissant ice stream se d´eveloppe dans la baie d’Hudson, et dans l’exp´erience C (fig 7.15f), cet ice stream draine suffisamment de glace pour s´eparer deux dˆomes sur le Keewatin et le Qu´ebec.
Nous avons vu `a la section que pr´ec´edente que GRISLI avait du mal `a d´eglacer en particulier dans les r´egions froides, comme le Nord de la Baie d’Hudson et la mer de Kara. Nous avons donc modifi´e des param`etres d´ecrivant l’hydrologie et le streaming pour tester l’impact de la dynamique.
a : exp A 0ka b : exp C 0ka
1 5 10 100 250 500 1000 2000 3000 4000 5000
Fig. 7.16: Calottes de glace `a la fin des exp´eriences A (sans ice streams) et C (la plus
dynamique).
Les exp´eriences A, B et C montrent que plus une calotte est dynamique (vitesses elev´ees et sreaming) plus elle d´eglace. La figure 7.16a montre une extension encore assez
7.6. Discussion 175
importante `a 0 ka (soit 6000 ans apr`es la disparition attendue de la glace). Il reste en particulier tr`es peu de glace `a la fin de la d´eglaciation de l’exp. C. qui ´etait la plus dynamique. Quand l’´ecoulement devient important, l’´epaisseur de la glace diminue, et la surface est donc moins ´elev´ee. Les temp´eratures en surface augmente, et une r´etroaction positive due `a l’ablation acc´el`ere la d´eglaciation.
7.6 Discussion
Les exp´eriences pr´esent´ees dans ce chapitre permettent d’illustrer les capacit´es du mod`ele GRISLI `a mod´eliser les anciennes calottes de l’h´emisph`ere nord et en particulier
leur dynamique. Dans la mesure o`u nos simulations ont des d´efauts redhibitoires (comme
de ne pas d´eglacer compl`etement) nous passons d’abord en revue divers aspects de cette mod´elisation pour en tirer les points positifs mais aussi les manques dont la correction permettrait d’am´eliorer les simulations.
7.6.1 La dynamique
En choisissant un crit`ere ad´equat pour la localisation des ice streams, GRISLI re-construit des calottes assez dynamiques, et de nombreux fleuves de glace apparaissent autour de la Laurentide, en particulier au Sud et entre les ˆıles de l’archipel canadien. Un ice stream tr`es puissant, qui s’initie dans la Baie d’Hudson, s’´ecoule dans le d´etroit
d’Hudson `a des vitesses jusqu’`a un kilom`etre par an (figure 7.15), notons que Tarasov
and Peltier (2004) proposent des vitesses jusqu’`a 20 km/a. Ces ice streams aplatissent
la calotte, comme le sugg`ere la g´eomorphologie.
Dans cette nouvelle version de GRISLI, la position des ice streams ne d´epend que de la hauteur d’eau basale, et il serait souhaitable de tenir compte du rˆole des s´ediments sous-glaciaires. Comme on l’a vu au chapitre 3, les s´ediments sont susceptibles de se d´eformer et sont responsables de la majorit´e de l’´ecoulement des fleuves de glace. Des cartes de s´ediments existent et ont dej`a ´et´e appliqu´ees `a la mod´elisation de la Laurentide, mais pas avec le type de traitement d’ice streams que nous avons.
176 Chapitre 7. Exp´eriences de glaciations sur le dernier cycle glaciaire rapides tels que les surges, et par cons´equent des Heinrich Events. Les mod`eles de glace
qui ont reproduit des oscillations (Calov et al., 2002) sont bas´es sur l’approximation
de la couche mince et ont impos´e des coefficient de glissement produisant des vitesses
extr`emement rapides. Ils ont de plus dˆu utiliser une tr`es fine r´esolution temporelle. Dans
des exp´eriences d´edi´ees `a ce ph´enom`ene et avec des conditions similaires (s´ediment et pe-tit pas de temps) GRISLI reproduit ´egalement des oscillations dans l’´ecoulement des ice streams (Ritz, communication personnelle) en sortant de l’approximation de la couche mince (ce qui `a notre avis est beaucoup plus r´ealiste). Quelques am´eliorations dans la compr´ehension des m´ecanismes en jeu, puis dans leur mod´elisation (probl`eme d’instabi-lit´e num´erique) permettront certainement des avanc´ees notables.
Dans nos simulations, une des raisons de ne pas avoir d’´ev`enements rapides serait donc l’absence d’une carte de s´ediments (c’est la diff´erence socle dur-s´ediments qui semble la cl´e) et l’utilisation d’un pas de temps trop long pour capturer la r´etroaction positive temp´erature basale / glissement / chaleur produite.
Nous pourrions aussi incriminer la stabilit´e du motif d’anomalie en temp´erature et supposer que la variabilit´e observ´ee des pal´eo-calottes est due aux r´etroactions clima-tiques qui modifient les pr´ecipitations et les temp´eratures, et faisaient par cons´equent ´evoluer la forme des calottes.
7.6.2 La fusion basale sous les ice shelves
GRISLI n’a pas de probl`emes majeurs pour simuler l’avanc´ee de glace dans les parties marines, grˆace aux ice shelves. Sur ce plan l`a, l’utilisation d’un vrai mod`ele d’ice shelf est plus rigoureux et efficace que les param´etrisation utilis´ees par les autres auteurs. Cependant l’inconnue majeure concernant ces parties flottantes est la fusion `a la base de la glace, caus´ee par les ´echange de chaleur avec l’oc´ean. Dans cette ´etude nous avons consid´er´e une fusion homog`ene mais r´egionale pour la fusion basale. Nous avons aussi regard´e l’impact de la fusion basale, soit par une augmentation, soit par une variation temporelle. Il ressort de cette ´etude qu’une forte fusion basale limite l’avanc´ee des calottes vers la mer. Par contre GRISLI a beaucoup de mal `a d´eglacer les parties marines. Lorsque
7.6. Discussion 177
le climat se r´echauffe, les calottes se r´etractent et n’ont plus de parties flottantes Il y a plusieurs possibilit´es :
– Soit nous avons sous-estim´e l’amplitude de la fusion basale `a la ligne d’´echouage, ce qui est plus qu’envisageable vu les observations en Antarctique. En effet nous avons utilis´e dans ces exp´eriences une fusion basale homog`ene, et `a peine plus forte `a la ligne d’´echouage (mutipli´ee par le nombre de mailles voisines flottantes). Un autre fait est que les mar´ees jouent un rˆole important `a la ligne d´echouage et sous
les ice streams. Arbic et al. (2004) ont montr´e, en tenant compte des changements
de topographie que les mar´ees ´etaient particuli`erement fortes en mer du Labrador au LGM. Ces mar´ees, au mˆeme titre que la fusion basale, ont pu jouer un rˆole dans l’activit´e de l’Hudson ice stream.
– Soit, s’il est prouv´e que la fusion basale `a la ligne d’´echouage n’est pas assez efficace, il faudra en plus appliquer un taux de vˆelage au front, comme il est observ´e sur les
glaciers `a bords marins (voir au chapitre 2, et les travaux de Vieli et al. (2001))
– Soit enfin les ice streams ne sont pas assez actifs et ici encore les s´ediments pour-raient jouer un rˆole.
7.6.3 La m´ethode de forcage
Dans nos exp´eriences nous avons utilis´e deux diff´erents index climatiquesαCLIM. Les
variations de volume au cours du cycle pour quelques exp´eriences cl´es (G1,I1 et IA4) sont pr´esent´ees en comparaison de l’observation du niveau des mers `a la figure 7.17. L’index classique bas´e sur les temp´eratures `a GRIP cr´e´ee des variations trop monotones compar´ees `a ce que donne le niveau des mers.
L’index bas´e sur l’insolation d’´et´e `a 65˚N apporte au contraire beaucoup d’avantages : – Premi`erement cet index repr´esente le for¸cage de la glaciation, et ce n’est pas
une cons´equence observable comme les temp´eratures, ce qui est plus satisfaisant d’un point de vue conceptuel, `a condition de savoir tenir compte des r´etroactions essentielles : dynamique glaciaire, oc´eans, impact des poussi`eres... Il semblerait
int´eressant ´egalement d’y adjoindre un mod`ele de type conceptuel (Paillard and
178 Chapitre 7. Exp´eriences de glaciations sur le dernier cycle glaciaire – Il apparaˆıt par contre ´evident que diff´erents m´ecanismes sont `a l’œuvre dans la gla-ciation et la d´eglagla-ciation. La m´ethode devra donc ˆetre adapt´ee pour la d´eglagla-ciation. Un autre facteur qui peut jouer au cours de la glaciation est la dur´ee des saisons qui n’est pas constante et peut par exemple r´eduire la saison d’accumulation ou
d’ablation (Joussaume and Braconnot, 1997).
– Les variations d’insolation provoquent de forts reculs des calottes. Ces reculs sont trop importants et montrent l’importance de la r´etroaction due `a l’alb´edo qui ra-joute de l’inertie aux calottes.
−4 −2 0 2 4 dV/dt (10 12 m 3 a −1 ) −120 −100 −80 −60 −40 −20 0 Time (ka BP) Volume global (d18O) −4 −2 0 2 4 dV/dt (10 12 m 3 a −1 ) −120 −100 −80 −60 −40 −20 0 Time (ka BP) Experience I1 −4 −2 0 2 4 dV/dt (10 12 m 3 a −1 ) −120 −100 −80 −60 −40 −20 0 Time (ka BP) Experience G1 −4 −2 0 2 4 dV/dt (10 12 m 3 a −1 ) −120 −100 −80 −60 −40 −20 0 Time (ka BP) Experience IA4
Fig. 7.17:dV /dt au cours du cycle pour le volume observ´e et les exp G1, I1 et IA4.
Cette m´ethode demande encore quelques am´eliorations, car l’alb´edo semble r´eduire les pr´ecipitations `a la surface des calottes. Dans ce chapitre, nous n’avons pas regard´e l’impact des variations de pr´ecipitations, et il serait important de tester `a quelles condi-tions nous sommes capables de reproduire les variacondi-tions de volume observ´ees dans le
7.6. Discussion 179
niveau des mers.
Cette m´ethode sugg`ere finalement plusieurs pistes pour am´eliorer les for¸cages par GCMs, et nous proposons une exp´erience sur l’Eurasie dans le prochain, et dernier chapitre.
7.6.4 Perspectives
Les exp´eriences pr´esent´ees dans ce chapitre constituent un travail pr´eliminaire pour d´evelopper une m´ethode inverse afin d’estimer les pal´eoclimats `a l’aide d’un mod`ele de glace.
La m´ethode pr´ec´edente pourrait premi`erement ˆetre utilis´ee pour tester quelques hy-poth`eses sur les pal´eoclimats
– Par exemple pourquoi la calotte Eurasienne s’est elle d´eplac´ee vers l’Ouest au cours
de la glaciation (Svendsen et al., 2004). Une explication classique est qu’au fur et `a
mesure que la calotte Scandinave grossissait, elle coupait les pr´ecipitations `a l’Est. Cette hypoth`ese pourrait ˆetre test´ee en appliquant un seuil sur la taille de la calotte Scandinave.
– De mˆeme l’apparition de la calotte Cordill`ere est tr`es tardive pendant la glaciation
(>30kaBP) et des auteurs sugg`erent que cette calotte est apparue quand la
Lau-rentide ´etait assez haute pour diviser le courant jet et renvoyer les pr´ecipitations sur les Rocheuses canadiennes.
La m´ethode inverse que nous avons imagin´ee, mais qu’il faudrait plus de temps pour d´evelopper, consiste `a retrouver les conditions climatiques en ad´equation avec l’extension (et le volume) des calottes observ´ees :
– Dans cette m´ethode, on pourra consid´erer les secteurs longitudinaux pr´ec´edents. Ce qui fait environ 10 secteurs. On peut estimer pour chaque bande le climat n´ecessaire `a une avanc´ee (ou un recul) des calottes qui soit compatible avec les donn´ees g´eomorphologiques.
– Pour tenir compte des variations en latitudes il pourrait ˆetre int´eressant de consid´erer les variations d’insolations par bande de latitude, et aussi la dur´ee des saisons. – On consid`ere des pas de temps, par exemple 1000 ans, pendant lesquels on applique
180 Chapitre 7. Exp´eriences de glaciations sur le dernier cycle glaciaire donn´e par le volume total des calottes.
– On reconstruit ainsi l’anomalie au cours du temps pour chaque secteur qui donne-rait 10 index climatiques locaux.
Comme on peut le constater, cette m´ethode demande encore des am´eliorations concep-tuelles, et le d´eveloppement d’un dispositif exp´erimental.